Wspólne początki i relacje klimatu i biosfery na Ziemi były bardzo trudne. Warunki do życia zmieniały się tak drastycznie, że trudno dziś ocenić, co było większym cudem – narodziny pierwszych form życia, czy to, że przetrwały one do naszych czasów.
Zaczęło się od kosmicznej katastrofy…
Historia ziemskiego klimatu zaczęła się 4,5 mld lat temu od wielkiej katastrofy kosmicznej. W wyniku zderzenia proto-Ziemi z planetoidą Theą doszło do wymiany materiału między obu planetami i powstania Księżyca. Rozpoczęła się, trwająca do dziś, stymulacja klimatu ziemskiego z kosmosu. Księżyc, dzięki swojej dużej masie, oddziałuje na klimat Ziemi, determinując grawitacyjnie kąt nachylenia osi ziemskiej do płaszczyzny ekliptyki. Zachodzące w historii Ziemi zmiany kąta nachylenia osi ziemskiej powodowały różne nasilenie dopływu promieniowania słonecznego do powierzchni kuli ziemskiej. W wyniku tego zjawiska na naszym globie powstawały i zanikały, zróżnicowane w czasie geologicznym, strefy klimatyczne.
I stało się… w beztlenowej cieplarni narodziło się życie
Wczesnoarchaiczną Ziemię około 4,0-3,6 mld lat temu otaczała osłona z gazów cieplarnianych, głównie z dwutlenku i tlenku węgla, metanu, wodoru, azotu i pary wodnej. I chociaż promieniowanie słoneczne było wówczas znacznie słabsze, miało około 30% współczesnego nasilenia, skutecznie ogrzewała ona Ziemię, uniemożliwiając ucieczkę w przestrzeń kosmiczną promieni słonecznych odbitych od skał i oceanów. Stężenie dwutlenku węgla było prawdopodobnie około 300-1000 razy większe od obecnego. Stężenie metanu mogło być około 1000 razy większe niż współczesne. Powierzchnia naszego globu w archaiku była dodatkowo ogrzewana od wewnątrz, przez bardzo silny strumień cieplny, czyli ciepło wydobywające się z głębi płaszcza Ziemi. Ówczesna atmosfera była całkowicie beztlenowa.
Główne zdarzenia geologiczne i biologiczne na tle składu atmosfery ziemskiej w prekambrze. Zielone kółka - pierwsze wystąpienie zdarzenia geologicznego w historii geologicznej, pomarańczowe kółka - pierwsze pojawienie się najważniejszych grup organizmów (wg Altermanna, 2004; Schopfa, 2004; zmienione; stratygrafia prekambru wg Międzynarodowej Komisji Stratygraficznej, 2013)
Archaiczny efekt cieplarniany odgrywał pozytywną rolę klimatyczną, stymulując powstanie życia na Ziemi poprzez utrzymywanie stałej, wysokiej temperatury atmosfery i hydrosfery. Pierwsze, najstarsze sygnały życia organicznego, w postaci cząsteczek węgla organicznego, pochodzą ze skał ofiolitowych, występujących w zachodniej Grenlandii, datowanych na około 3,8 mld lat.
Przypuszcza się jednak, że życie na naszej planecie pojawiło się wcześniej, około 4,0 mld lat temu, natychmiast po zaistnieniu odpowiednich warunków fizykochemicznych i skonsolidowaniu się skorupy ziemskiej.
Pierwsi mieszkańcy zasiedlają Ziemię
W paleoarchaiku (3,6–3,2 mld lat temu) pojawili się pierwsi „ziemianie”. Były to Procaryota, czyli organizmy jednokomórkowe pozbawione jądra komórkowego, z grupy archeobakterii i eubakterii.
Pierwsze Procaryota były prawdopodobnie organizmami hiperciepłolubnymi i sulfofilnymi, czyli tolerowały panujące na Ziemi bardzo wysokie temperatury i zwiększoną zawartość związków siarki, metanu, dwutlenku i tlenku węgla w ówczesnej hydrosferze oraz atmosferze. Analiza składu izotopowego tlenu w skałach krzemionkowych grupy Swaziland w Południowej Afryce wskazała na ekstremalnie wysoką temperaturę ówczesnego oceanu, dochodzącą do 55-85°C. Specyficznymi siedliskami życia organizmów jednokomórkowych były gorące źródła, głównie solfatary, występujące na powierzchni ówczesnej Ziemi na obszarach wulkanicznych oraz wyloty podwodnych kominów wulkanicznych. W siedliskach tych panowały warunki zbliżone do znanych ze współczesnych wysokotemperaturowych obszarów wulkanicznych Islandii lub z głębokowodnych stref Atlantyku w rejonie Grzbietu Środkowoatlantyckiego.
A - Przypuszczalne środowiska życia w późnym archaiku i wczesnym paleoproterozoiku (według Westall, 2004) oraz ich współczesne siedliskowe odpowiedniki: B - gorące źródła typu solfatar, pole geotermalne Hverarönd, północno-wschodnia Islandia (fot. J. Pacześna), C - gorące wyziewy wydobywające się z głębokowodnych wylotów hydrotermalnych na Grzbiecie Środkowoatlantyckim, północny Atlantyk (wg http://www.wiw.pl; zmienione)
Najstarsze Procaryota, reprezentowane przez nitkowate glony z grupy sinic, liczące około 3,46 mld lat, zostały stwierdzone w skałach krzemionkowych północno-zachodniej Australii na kratonie Pilbara. W tym samym czasie na Ziemi powstały pierwsze stromatolity, czyli budowle z węglanu wapnia, utworzone przy udziale sinic.
Stromatolity w morskim rezerwacie przyrody Hamelin Pool, wybrzeże Zatoki Rekina, zachodnia Australia. Fot. Paul Harrison. Wikimedia Commons
Pierwsze sprzężenie zwrotne i pierwsza katastrofa ekologiczna
Wraz z pojawieniem się na Ziemi życia organicznego zaczęło się rozwijać sprzężenie zwrotne - świat organiczny wpływał na klimat Ziemi, ale i klimat kształtował lub niekiedy determinował ewolucję biosfery na naszej planecie. W ciągu miliarda lat ogromna ilość glonów, które na dnie ówczesnych oceanów i w siedliskach powierzchniowych tworzyły maty mikrobialne, stopniowo zmieniała oblicze dotychczas beztlenowej Ziemi. W wyniku procesów biochemicznych, zachodzących bez udziału światła (czyli tzw. ciemnej fotosyntezy), wielkie ilości dwutlenku węgla były wiązane przez organizmy fotosyntetyzujące do związków organicznych i wchłaniane. Powodowało to redukcję dwutlenku węgla w atmosferze i hydrosferze, połączoną z jednoczesnym jej wzbogacaniem w wydzielany przez glony tlen.
Około 2,6-1,6 mld lat temu doszło na Ziemi do istotnych zdarzeń biologiczno-klimatycznych. Długotrwały proces wzrostu ilości tlenu w atmosferze i hydrosferze stał się nie tylko kołem zamachowym ewolucji nowego, tlenowego świata organicznego, ale oznaczał również wielką katastrofę ekologiczną dla dominujących dotychczas na Ziemi bakterii beztlenowych, prowadząc do znacznej redukcji ilościowej tych organizmów i zmuszając je do zajmowania niszowych siedlisk, pozbawionych dopływu śmiercionośnego dla nich tlenu.
Pierwsze zlodowacenie i jego sprawca
Około 2,2-2,4 mld lat temu, w paleoproterozoiku, trwał wczesny etap natleniania atmosfery ziemskiej. Wówczas to w wyniku zaniku metanowego efektu cieplarnianego (metan był redukowany przez tlen w procesach chemicznych) doszło do gwałtownego ochłodzenia się klimatu. Na Ziemi wystąpiło pierwsze zlodowacenie, nazywane zlodowaceniem hurońskim lub zlodowaceniem Gowgandy. Było ono obok późniejszych zlodowaceń neoproterozoicznych, najdłuższym okresem glacjalnym w dziejach Ziemi. Wszystkie przyczyny drastycznego ochłodzenia się klimatu nie są do końca znane. Najprawdopodobniej główną przyczyną tego zjawiska klimatycznego stało się wystąpienie wielkiego zdarzenia tlenowego, polegającego na stopniowym wzroście ilości tlenu uwalnianego do atmosfery przez organizmy fotosyntetyzujące i spadku zawartości dwutlenku węgla zużywanego w procesie fotosyntezy, głównie przez prokariotyczne glony – sinice. Redukcja efektu cieplarnianego nastąpiła zatem w wyniku pojawienia się atmosfery tlenowej.
Badania paleomagnetyczne wskazały, że zlodowacenie hurońskie objęło obszary kuli ziemskiej znajdujące się ówcześnie w niskich szerokościach geograficznych i występowało w postaci izolowanych lądolodów o zasięgu lokalnym. Hurońskie utwory glacjalne stwierdzono współcześnie nad jeziorem Huron na pograniczu Kanady i Stanów Zjednoczonych, w Finlandii, zachodniej Australii i w południowej Afryce.
Nowa osłona szklarniowa
Około 2,2–1,9 mld lat temu na Ziemi wystąpiły intensywne zdarzenia tektoniczne i towarzyszące im zjawiska magmatyczne w skorupie ziemskiej. Powstały dwa wielkie kontynenty: Laurencja i kontynent południowy. Narodzinom kontynentów towarzyszył silny wulkanizm i związana z nim podwyższona emisja dwutlenku węgla do atmosfery, powodująca wzrost efektu cieplarnianego i ocieplenie się klimatu na Ziemi. Skutkiem wymienionych procesów był zanik lądolodów hurońskich. Do poglacjalnego ocieplenia klimatu przyczynił się również stopniowy wzrost jasności Słońca oraz związane z nim zwiększenie się promieniowania słonecznego, stanowiącego około 80% nasilenia współczesnego promieniowania.
Najprawdopodobniej ta kolejna osłona szklarniowa, która rozwinęła się nad Ziemią około 2,0–1,6 mld lat temu, stworzyła po raz kolejny korzystne warunki do ewolucji biosfery i pojawienia się pierwszych, skomplikowanych biologicznie, tlenowych eukariotów, czyli organizmów zawierających jądro komórkowe. Topnienie lądolodów spowodowało poglacjalne podniesienie się poziomu oceanu światowego. W wyniku tego procesu morze zalało część kontynentów, skutecznie zwiększając możliwości zasiedlenia nowych, korzystnych dla eukariotów środowisk. Około 1,2 mld lat temu rozpoczęło się formowanie nowego superkontynentu - Rodinii.
Rekonstrukcja Rodinii i jej sukcesora - paleokontynentu Pannocji, pokazująca pierwsze stadia ich rozpadu (wg Prothero & Dott, 2004)
Ziemia-śnieżka?
Powstanie wielkich mas kontynentalnych prawdopodobnie zaburzyło dotychczasową cyrkulację prądów oceanicznych transportujących ciepło na kuli ziemskiej i zgodnie z teorią bram oceanicznych, doprowadziło do otwarcia prądów w wysokich szerokościach geograficznych i zamknięcia w niskich. Perturbacje w obiegu prądów oceanicznych po kuli ziemskiej mogły być, według wspomnianej teorii, przyczyną kolejnego, neoproterozoicznego ochłodzenia się klimatu około 850–582 mln lat temu - w kriogenie i ediakarze. System kriogeński swoją nazwę zawdzięcza dwóm zlodowaceniom o zasięgu globalnym; starszemu z nich - zlodowaceniu Sturt i młodszemu – zlodowaceniu Marinoan. We wczesnym ediakarze, około 584-582 mln lat temu wystąpiło trzecie zlodowacenie, Gaskiers, o lokalnym zasięgu lądolodów. Kriogeńskie osady lodowcowe znaleziono między innymi w Australii, Chinach, na Spitsbergenie oraz w Ameryce Południowej.
Jedną z kilku hipotez opisujących klimat ówczesnej Ziemi jest teoria Ziemi-śnieżki, w całości pokrytej grubą warstwą lodu. Teorii tej zaprzecza jednak istnienie w kambrze organizmów, które przetrwały zlodowacenia kriogeńskie i ediakarskie, osiągając wielki rozwój w momencie kolejnego ocieplenia się klimatu po ustąpieniu lądolodów. Należą do nich akritarchy, których 30 gatunków, z 60 istniejących przed zlodowaceniami Sturt, Marinoan i Gaskiers, przetrwało okres ochłodzenia. Istnieniu ciągłych okresów glacjalnych i pokrywy lodowej na całej kuli ziemskiej zaprzeczają również wyniki badań geochemicznych, określających zróżnicowanie nasilenia wietrzenia chemicznego w kriogenie. Wskazuje ono na istnienie cyklicznych zmian klimatycznych, polegających na przemiennym występowaniu okresów klimatu glacjalnego i interglacjałów, czyli okresów ciepłych.
Globalne rozprzestrzenienie stanowisk występowania utworów lodowcowych ostatniego zlodowacenia neoproterozoicznego Gaskiers (wg Fairhild & Kennedy, 2007, zmienione)
Ochłodzenie się klimatu ziemskiego w kriogenie i wczesnym ediakarze znajduje zapis w wahaniach krzywej izotopowej węgla organicznego, która w okresie glacjalnym przesuwa się w kierunku minimalnych wartości wskaźnika składu izotopowego δ 13Corg, wskutek gwałtownego zmniejszenia się ilości materii organicznej pogrążanej w osadach i tym samym mniejszych dostaw węgla organicznego do jego naturalnego obiegu w przyrodzie. W momencie ocieplenia wahnięcia krzywej izotopowej przesuwają się w kierunku wartości dodatnich, osiągając maksimum. Wpływa na to zwiększona ilość biomasy pochodzącej z organizmów, które bujniej rozwijały się w cieplejszym klimacie.
Globalne zdarzenia geochemiczne w morzach pod koniec neoproterozoiku - wahania składu izotopowego węgla organicznego (wg Kaufmann & Knoll, 1995, zmienione). Zwraca uwagę przebieg krzywej izotopowej węgla organicznego pod koniec ediakaru - minimalne, ujemne wartości wskazują na ochłodzenie klimatu (zlodowacenie Gaskiers), maksymalne, dodatnie wartości pojawiają się w momencie wystąpienia rozkwitu akritarch i pierwszego wystąpienia Metazoa oraz początków radiacji fauny na przełomie ediakaru i kambru
Ediakarskie ocieplenie i kambryjska eksplozja życia
Ostatnie ze zlodowaceń neoproterozoicznych stało się motorem wielu zmian w atmosferze, hydrosferze i biosferze ziemskiej. Po jego zakończeniu i ociepleniu się klimatu, około 570 mln lat temu, w ówczesnych oceanach pojawiły się Metazoa, czyli organizmy tkankowe, zbudowane z wielu wyspecjalizowanych komórek – nazywane fauną z Ediakara. Reprezentowały ją wyłącznie organizmy bezszkieletowe. Prowadziły one zarówno planktoniczny tryb życia (pływały zawieszone w toni wodnej), jak i bentoniczny (przemieszczały się po powierzchni dna). Pod koniec ediakaru zaczęło się pierwsze w historii biosfery intensywne zasiedlanie przypowierzchniowych stref osadów dennych, wskazujące na ich dobre natlenienie. Ediakarskie organizmy bezszkieletowe drążyły w osadach dennych bardzo płytkie i nieskomplikowane jamki żerowiskowo-mieszkalne, ich ślady odnaleziono między innymi w skałach południowo-wschodniej Polski. Morza ediakarskie zamieszkiwały też liczne fotosyntetyzujące sinice z rodzaju Vendotaenia.
Skamieniałości śladowe i sinice Vendotaenia z ediakaru i kambru, widoczne na powierzchni rdzeni pochodzących z głębokich otworów wiertniczych w południowo-wschodniej Polsce. Skamieniałości śladowe: Kambr: A - Trichophycus pedum (Seilacher), B - Treptichnus triplex Palij, Ediakar: C - Torrowangea rosei Webby, D - Planolites montanus (Richter) (wg Pacześnej, 1996). Sinice: E - Vendotaenia antiqua forma quarta Gnilovskaya, F - Vendotaenia antiqua forma tertia Gnilovskaya (fot. J. Pacześna)
Po ustąpieniu zlodowacenia Gaskiers, około 580 mln lat temu, w ediakarze rozpoczęło się stopniowe ocieplanie klimatu, które nieprzerwanie trwało do końca ediakaru i kontynuowało się w kambrze. Przyczyną ustąpienia ostatniego glacjału neoproterozoicznego były intensywne zdarzenia tektoniczne, związane z rozpadem superkontynentu Rodinii na mniejsze paleokontynenty. W wyniku wieloetapowego procesu ryftowania, czyli rozciągania skorupy ziemskiej, zachodzącego około 750-550 mln lat temu, i towarzyszącej mu zwiększonej emisji wulkanicznego dwutlenku węgla do atmosfery, powstał silny efekt cieplarniany, skutkujący wysoką, średnią temperaturą globalną, sięgającą nawet 50° C. Zapisem poglacjalnego ocieplenia się klimatu są utwory węglanowe, rozwinięte bezpośrednio nad kriogeńskimi skałami o genezie lodowcowej, nazywane czapami węglanowymi.
Świat organiczny na przełomie ediakaru i kambru – najważniejsze zdarzenia. Zwraca uwagę, rozpoczynający się w oddziale II kambru i kończący się na początku oddziału III kambru, stopniowy wzrost zróżnicowania taksonomicznego fauny
Pod koniec ediakaru ilość wolnego tlenu w atmosferze wzrosła do poziomu zbliżonego do współczesnego, czyli 21%. We wczesnym kambrze, ok. 540 mln lat temu, pojawiła się ogromna ilość zróżnicowanych organizmów bezkręgowych. Wśród nich na dużą skalę wystąpiły procesy fosfatyzacji i kalcytyzacji szkieletu zewnętrznego oraz drapieżnictwo. W tym samym czasie organizmy żyjące na dnach mórz wykształciły zupełnie nowe typy zachowań, których kopalnym zapisem są skamieniałości śladowe. To różnicowanie się skamieniałości śladowych wyznacza stratygraficzną granicę między ediakarem i kambrem w skali globalnej.
Brak większych perturbacji klimatycznych, w tym okresów chłodniejszych, przy niewielkim globalnym zróżnicowaniu ogólnie ciepłego klimatu w kambrze, wysoka zawartość tlenu w atmosferze i hydrosferze, „żyzność” oceanów w postaci zwiększonych, planktonicznych zasobów pokarmowych oraz stabilizacja tektoniczna skorupy ziemskiej we wczesnym kambrze były kilkoma, z prawdopodobnie wielu, do dziś niewyjaśnionych przyczyn kambryjskiej eksplozji życia. Gwałtowny wybuch świata organicznego oznaczał pojawienie się na Ziemi w stosunkowo krótkim geologicznie czasie, większości ze znanych współcześnie typów organizmów, łącznie ze strunowcami, do których należy gatunek Homo sapiens, czyli współczesny człowiek. Podobna radiacja ewolucyjna, o tak ogromnym spektrum zróżnicowania biologicznego, nigdy więcej nie powtórzyła się w historii ziemskiej biosfery.
Dr hab. Jolanta Pacześna prof. nadzw. PIG-PIB
Państwowy Instytut Geologiczny
