ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД ЛИТОСФЕРЫ

По современным представлениям осадочную оболочку в основном образуют 9 групп осадочных пород: 1) обломочные (включая пирокластические), 2) глинистые, 3) железистые, марганцовистые, 5) фосфатные, 6) кремнистые, 7) карбонатные, 8) соли (сульфаты и хлориды) и 9) каустобиолиты.

В процессе эволюции осадочных пород изменялся минералогический, петрографический и химический состав осадочных формаций, а также количественное соотношение между ними. На ранних этапах эволюции осадочного покрова преобладали обломочные и хемогенные осадочные породы. Среди них ведущую роль играли конгломераты, брекчии, пески, песчано-глинистые отложения, карбонаты железа, кремнезем и доломиты. Со средины протерозоя роль ведущего фактора в формировании осадочного покрова переходит к биогенным процессам, которые стали определять формирование карбонатов, кремнезема, глин и вообще всю структуру осадочной оболочки.

Архейские и нижнепротерозойские осадочные отложения на 80% представлены терригенными осадками. Они характеризуются широким площадным распространением и малой изменчивостью в пространстве. В верхнем протерозое и фанеро- зое роль обломочных пород сокращается до 56-60 %.

Важное значение в эволюции осадочных пород играло кремненакопление. Выделяются два этапа в образовании кремнистых пород: докембрийско-палеозойский и мезозойско-кайнозойский. На первом этапе в бескислородной и малокислородной среде складывались благоприятные условия для миграции силицитов и выпадение их на химических барьерах. В протерозое образовывались гейзериты и джеспилиты, в палеозое - яшмы, радиоляриты, спонгониты хемогенного генезиса. В мезо- кайнозое широкое распространение получают биоморфные радиоляриты, а также диатомовые и губковые разности кремневых пород. Среди перечисленных пород выделяются джеспилиты (железистые кварциты), которые появились в верхнем архее. Максимальное развитие этой формации падает на период от 3-1,6 млрд, лет т.н.

Особую роль в осадочной оболочке Земли играли карбонатные породы, которые в заметных количествах начали формироваться 3-2,5 млрд, лет т. н. В условиях восстановительной среды осаждались карбонаты железа и марганца, но главным образом - доломиты. На начальных этапах развития Земли карбонатонакопление было связано с высоким содержанием в среде кальция, магния и производных угольной кислоты.

К верхнему протерозою роль карбонатов в осадочном процессе увеличивается и, по данным А.Б. Ронова (1980), достигает 11% от массы осадочных пород. В позднем протерозое и палеозое в карбонатонакоплении ведущее значение продолжают играть доломиты. В мезозое преобладание переходит к известнякам, появляются отложения мела.

В фанерозое роль карбонатов в формировании осадочных отложений поднимается до 23 %.

С нижнего протерозоя в карбонатонакоплении заметное значение приобретает деятельность живых организмов. 3-2,7 млрд, лет т. н. широкое распространение получают зеленые водоросли, образующие строматолиты (биогермы), которые становятся особенно обильными в промежутке от нижнего палеозоя до ордовика. В кембрии появляются вертикально стоящие и кустистые формы водорослей и археоциаты. С девона к ним присоединяются кораллы, мшанки и губки.

За длительную историю литосферы претерпели изменения и глины. В протерозое среди глинистых минералов преобладали гидрослюды. В венде ведущая роль перешла к флюориту. В палеозое и мезозое снижается содержание гирдослюд, увеличивается количество смешанно-слоистых образований и монтмориллонита.

Среди осадочных формаций соли по массе занимают одно из последних мест, но они хорошо иллюстрируют эволюцию осадочной оболочки. Для содового типа соленакопления характерно наличие солей натрия:

Na^Oj -gt; NaHC03 -»Na2S04 -gt; NaCl -» H20;

В сульфатном типе доминирует и имеет решающее значение система:

2NaCl + MgSO, Na2S04 + MgCl2 + (Н20);

Для хлоридного типа характерна система:

СаС12 -gt; NaCl2 -» NaCl -gt; Н20

Документально подтвержденные эваноритовые отложения относятся к рифею (1,3 млрд, лет т.н.), в которых преобладают карбонатные и сульфатные соединения.

Первый крупный цикл эваноритонакопления отмечен от венда до карбона, когда преобладало сульфатное и хлоридное соленакопление. Масштабы соленакопления заметно возрастают в фанерозое, что связывают с увеличением содержания натрия и хлор-иона в морской воде. Для пермской эпохи характерно эпсомитовое [Mg(S04)-7H20] соленакопление. Триасюрский этап выделяется преобладанием хлоридного соленакопления. Для современного этапа (неоген-четвертый период) характерно хлоридное и калийно-сульфатное соленакопление. В количественном отношении роль солей в осадочной оболочке увеличивалась, по данным Н.Б. Ронова, от 0,3 в верхнем протерозое до 1,2 % в фанрозое от массы осадочных отложений.

Эволюция металлогении осадочных пород тесно связана с эндогенными процессами, которые определяют зону сноса осадочного материала. В соответствии с чем для разных эпох развития земной коры характерны определенные типы рудных месторождений. С археем связано относительно небольшое число месторождений железа, марганца, золота, хрома, титана и никеля.

Протерозой отличается исключительно энергичным рудообразованием. В докембрии, главным образом в протерозое, образовалось 75 % рудных запасов железа, до 70 % золота и никеля, 80 % титана, 25 % меди, 10 % свинца и цинка, 20 %

хрома. С ультраосновными и основными породами протерозоя связаны месторождения никеля, кобальта, меди и серы. В позднем протерозое формировались уже все генетические типы эндогенных месторождений, известных в фанерозое. С вендской эпохой связаны крупнейшие месторождения меди, кобальта и вольфрама.

Для каледонского этапа характерны крупные месторождения фосфоритов, но каледонская металлогения сравнительно однообразна, для нее характерны некоторые типы гидротермальной металлогении, с которыми связаны месторождения цветных и редких металлов.

На карбон и пермь падает главный максимум угленакопления. За это время образовались 34 % разведанных запасов каменного угля.

Герцинская эндогенная металлогения резко отличается от предыдущих эпох своим разнообразием. В это время формируются многочисленные месторождения железа, благородных, цветных и редких металлов. Металлическое богатство Урала, Казахстана, Аппалачей, Кордильер Америки и Австралии обусловлено, главным образом, герцинским орогенезом.

Альпийский цикл рудообразования по интенсивности уступает герцинскому, но для него также характерны чрезвычайно разнообразные месторождения благородных, редких и особенно цветных металлов.

Количественное соотношение осадочных формаций оценивалось Ф. Кюненом, А. Полдервартом, Л.Э. Левиным и др. Наиболее обстоятельно эта проблема была рассмотрена А.Б. Роновым (1980). Последний, анализируя объем и массу осадочных пород фанерозоя, приходит к выводу, что «глобально значимое уничтожение масс осадочных пород в течение фанерозоя не происходило, а наблюдаемое колебание, скорее всего, обусловлено периодическими изменениями интенсивности складкообразования во времени».

Таблица 69

Динамика отложения осадочных пород материков по циклам фанерозоя

Из этого следует, что в работе А.Б. Ронова подсчитаны объемы и масса сохранившихся осадочных пород. Несохранившаяся часть осадочных пород опустилась в низы земной коры и в мантию.

К такому же выводу пришел и А.И. Перельман, который пишет: «Мы полагаем, что между тектономагматическими процессами, процессами биосферы, в том числе и осадкообразованием существует обратная связь, что в совокупности эти процессы образуют геохимический цикл. Логично предположить, что осадочные породы, образовавшиеся в докембрии и начале палеозоя, были метаморфизированы и гранитизированы в ходе каледонского магматизма и орогенеза».

Анализ данных, приведенных в 69 и 70 таблицах, показывает, что за тектонический цикл длительностью 150-200 млн. лет осадочные породы, накопившееся в предыдущем цикле, не успевают опуститься в магматическую зону литосферы. Полный цикл образования и поглощения осадочных пород занимает 500-600 млн. лет. Из этого следует, что тектонические циклы продолжительностью 150-200 млн. лет это циклы обмена веществом земной коры с мантией, а циклы 500-600 млн. лет это циклы обмена веществом земной коры с географической оболочкой. Замедленный темп погружения осадочных пород связан с тем, что погружение тормозится общим повышением плотности пород с глубиной и возможно только при инверсии плотностей. Наличие в мантии вещества, находящегося в разном агрегатном состоянии, способствует созданию таких условий.

Эволюция осадочных пород не была постепенной. В истории литосферы выделяются два рубежа резкого скачкообразного качественного и количественного изменения состава и структуры осадочного покрова литосферы. На рубеже между археем и протерозоем сформировались все основные осадочные формации, свойственные современной седиментосфере. На рубеже раннего и позднего протерозоя рост платформ достиг площади, близкой к площади современных материков, а седи- ментосфера приобрела структуру, близкую к современной. На этом рубеже произошел резкий скачок в эволюции организмов и в их роли в осадочном процессе. В это время образовались и первые рифы. Серьезные изменения отмечены в составе атмосферы: увеличилось парциальное давление кислорода и резко снизилось парциальное давление углекислого газа. Произошел переход от джеспилитового к доломитовому карбонатонакоплению. Появились первые крупные эвапоритовые отложения.

К концу нижнего протерозоя сложились все необходимые условия для установления равновесия в обмене веществом и энергией между географической оболочкой и литосферой, с одной стороны, и между литосферой и мантией - с другой. Равновесное состояние усиливает устойчивость седиментосферы и определяет циклический характер ее развития. При изучении осадочной оболочки внимание исследователей фиксировалось то на свойствах ее устойчивости, то изучались лишь ее направленные изменения.

Большое значение устойчивости приповерхностных сфер Земли придавал В.И. Вернадский, которую он связывал с их равновесным состоянием. «Все процессы биосферы,- писал Вернадский,- и вообще земной коры и их общий облик обуславливаются условиями равновесия механических систем, к которым они могут быть сведены». Предполагая равновесное состояние биосферы и земной коры, В.И. Вернадский считал, что количество живого вещества является константой во времени архейской эры. Океан, по его мнению, характеризуется постоянством массы и солевого состава, а земная кора имеет постоянный химический облик. «Все точные данные научного наблюдения, данные планетологии, петрографии, минералогии и геохимии, неизменно приводят нас к одному и тому же выводу о неизвестности физико-географических и химических условий земной коры в течение всего геологического времени». Идею В.И. Вернадского о постоянстве условий осадконакопления поддержал А.В.Сидоренко. Более осторожно со-

временные закономерности на прошлые этапы развития распространяет А.Б. Ронов. Он считает, что наблюдаемые в современную эпоху важнейшие осадочные геохимические процессы действовали и на ранней стадии эволюции Земли. Однако масштабы их проявления, интенсивность и соотношение друг с другом закономерно изменялись в течение геологического времени.

Определенную и значительную устойчивость осадочной оболочки подтверждают данные изотопных исследований В.И. Виноградова, который показал, что изотопный состав серы и углерода осадочных отложений архея сходен с изотопным составом сульфитной серы и карбонатного углерода фанерозоя и современных осадков. Сходство осадочных пород, по мнению В.И. Виноградова, указывает на определенное сходство условий осадконакопления и, следовательно, на сохранение этих условий в течение обозримого времени.

Указанные представления, на первый взгляд, противоречат рассмотренным выше фактам эволюции, как условий среды, так и составляющих систем литосферы. Но это противоречие кажущееся. Все зависит от принятых параметров устойчивости. Так, например, В.И. Вернадский параметрами существования биосферы принимает параметры среды, при которой сохраняется живое вещество. Литологи параметрами существования осадочной оболочки принимают такие условия среды, при которых могут формироваться основные формации осадочных пород. Принятые таким образом параметры в определенной степени являются субъективными. Чтобы избавиться от элементов субъективизма, необходимо найти то устойчивое равновесие системы, которое она приобретает при переходе от преимущественно линейного развития к циклическому. Тогда параметры среды, которые наблюдаются в цикле функционирования, и будут теми естественными параметрами системы, которые характеризуют ее функционально-динамическую устойчивость.