Глава 5. Основные этапы и общие закономерности геологической и геохимической истории Земли

5.1. Догеологический этап, геохимическая эволюция, архейский и протерозойский акроны в истории Земли

Никто не может рассказать
нам точно, как образовалась
наша Земля, так как ни
один ученый не мог
наблюдать это сам.

Акад. В. А. Обручев

Наука, изучающая геологическую историю и закономерности развития Земли и земной коры, а также развитие жизни на Земле называется исторической геологией. Она имеет три задачи: 1) определение возраста горных пород и последовательности их образования; 2) восстановление физико-географических условий земной поверхности минувших геологических эпох; 3) воссоздание истории развития структур земной коры и тектонических движений.

Возраст Земли 4,6–4,7 млрд лет. Вся ее история развития делится на два огромных периода:
1) догеологический период ~ до рубежа 4,0 млрд лет;
2) геологический период, в течение которого выделяется следующая последовательность событий: нуклеарная стадия (4,0–3,7 млрд лет): катархейский этап (3750–3500, иногда до 3000 млн лет). На этом кончается так называемая доокеаническая мегастадия развития Земли и начинается протоокеаническая мегастадия (3,5–1,8 млрд лет) которая по геохронологической шкале охватывает архейский акрон (3500–2600 млн лет) и раннепротерозойский эон. За протоокеанической мегастадией началась современная океано-континентальная мегастадия (1,8–1,6 млрд лет до настоящего времени) и охватывает позднепротерозойский и фанерозойский эоны.

На рубеже 535 млн лет закончилась «эра» скрытой жизни на Земле — КРИПТОЗОЙ или ДОКЕМБРИЙ и началась «эра» явной жизни — ФАНЕРОЗОЙ или НЕОГЕЙ, палеозойская эра (535–251 млн лет), мезозойская эра (251–65 млн лет) и кайнозойская эра (с 65 млн лет до ныне).



Современные данные о возникновении и ранних стадиях развитии Земли как планеты базируются на последних достижениях нашего времени в области астрономии (открытиях и тщательном изучении в космическом пространстве аналогов Солнечной системы, находящихся на различных стадиях своего развития (Mayor, Queloz, 1997; Noyes et. al., 1997; Powell, 1997) и госмогенических гипотезах, освещенных в последнее время в ряде работ ученых (Hayashi et. al., 1985 ), А. Камерона (1978), К. Кайпера (1997), У. Хаббарта (1987), А. А. Маракушева (1992, 1999). Все эти авторы развивают современные аспекты небулярной гипотезы Эммануила Канта (1724–1804), которая была изложенная им в работе «Всеобщая история и теория неба» (1755 г.). Рассмотрение этого вопроса в данном разделе мы проведем по работе А. А. Маракушева «Происхождение Земли и природа ее эндогенной активности» (1999) с небольшими собственными дополнениями и расширениями, взятыми из работы Кузмина М. И. и др. «Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении» (2000).

Всю историю Земли как планеты до последнего времени принято было делить на догеологический и геологический этапы, подразделяемые в настоящее время на ряд стадий: нуклеосинтеза, небулярную, кометную, собственно планетную, нуклеарную, протоокеаническую и океано-континентальную.

Последние три стадии относятся к геологическому периоду развития Земли.

ДОГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ЭТАП

Стадии:
I. Нуклеосинтеза.
II. Небулярная.
III. Кометная.
IV. Собственно планетная.

Стадия нуклеосинтеза. Историю возникновения и развития нашей планеты следует начинать с возникновения (из некоторого начального, сингулярного состояния) гелий-водородной Вселенной, которая появилась примерно 12 млрд лет назад, в эру так называемого нуклеосинтеза, в результате Большого взрыва, в виде космического вещества, состоящего из легких элементов водорода на 3/4 (по массе), гелия на 1/4 и ничтожного количества дейтерия, лития, бериллия и бора. Остальные тяжелые элементы (около 1%) появились значительно позже на различных стадиях эволюции звезд. Большой взрыв породил катастрофическое расширение сопровождаемого охлаждением очагового характера и появлением мириадов звезд. С появлением звезд началась дальнейшая эволюция химического состава Вселенной, продолжающаяся во все возрастающем масштабе и в настоящее время. Эта эволюция необратима и направлена в сторону все большего образования тяжелых химических элементов, возникающих в результате термоядерного синтеза — слияния ядер более легких элементов, их сгорания в недрах звезд и при заключительных взрывах массивных звезд (вспышках сверхновых).

Наше Солнце и планетная система образовались около 5 млрд лет назад в результате вспышки сверхновой звезды типа II, термоядерные реакции в которых приводят к образованию все более тяжелых элементов, слагающих их ядра, которые и состоят, в конечном итоге, в основном из железа. Судя по широкому диапазону порядковых номеров химических элементов, включая уран и торий, входящих в состав Солнечной системы, звезда предшествующая ее образованию, была в десятки раз массивнее Солнца. Такие массивные (масса их более чем в 8 раз превышает массу Солнца) имеют водородную мантию и ядро, состоящее из тяжелых элементов. Эта звезда принципиально отличалась от Солнца также историей развития. В отличие от Солнца в ходе эволюции она сосредоточивала в себе всю огромную массу и кинетическую энергию исходного протозвездного небулярного диска, что определило ее параметры, свойственные массивным звездам: быстрое вращение, высокую светимость и стремительность звездного развития (короткий период жизни), сопровождавшегося синтезом огромного разнообразия химических элементов, унаследованных в последствии Солнечной системой.

Массивные звезды с водородной мантией, при взрыве создающие вспышки сверхновых типа II, автономно (без выделения газовых оболочек) коллапсируют и уплотняются до появления нейтронных звезд, которые в конце концов и взрываются (вспышки сверхновых II типа). При этом с них сбрасываются протяженные водородные оболочки и выбрасывается в космос большое количество синтезированных в их недрах химических элементов тяжелее гелия, где они постепенно, охлаждаясь, смешиваются с легким межзвездным газом.

Небулярная стадия. На этой стадии в газовых, вначале раскаленных, облаках, возникших после взрыва сверхновой типа II, дополнительно под воздействием космических лучей синтезируются легкие элементы Li, Be, B, а по мере охлаждения при участии Mg, Si, Fe элементов (присутствующих в ничтожном количестве, менее 1 мас.%) начинается дифференциация раскаленного газового облака с отделением от газовой (флюидной) фазы железо-каменного вещества (космической пыли) в результате реакций образования тугоплавких металлических, оксидных и силикатных соединений — Fe(Ni), MgO, SiO2, (Mg,Fe)2SiO4, (Mg,Fe)SiO3 и др., и образование протосолнечной небулы (туманности) с огромным быстро вращающимся протосолнечным диском.

Переходя к рассмотрению общей эволюции Солнечной системы в аспекте зарождения в ней твердого вещества, способного к гравитационной аккреции, необходимо выделить ее самую раннюю, кометную стадию, когда планеты еще не возникли. В небулярном диске в эту стадию образовывались вращающиеся системы кометных тел, которые, по-видимому, и послужили эмбриональными центрами стяжения и аккумуляции ледяных, сходных с кометами планетезималей, завершившихся при достижении критической массы коллапсом вещества (рис. 30.1) и образованием планет. Вследствие температурного градиента, масштаб этих процессов последовательно нарастал к центру протосолнечного диска с последовательным увеличением массивности планет и изменением их водно-водородного состава вплоть до гигантской аккумуляции гелий-водородной солнечной массы в его центре.
График эволюции протопланет солнечной системы

Рис. 30.1. Схема эволюции флюидных планет (Хаббарт, 1987)
I - прогрессивная стадия разогрева вещества в результате первоначального коллапса; II - регрессивная стадия охлаждения и внутреннего расслоения планет; max - максимум температуры в их недрах

Таким образом, первичными твердыми телами, возникающими в быстро вращающемся диске протосолнечной небулы, были кометы и сходные с ними ледяные планетезимали, которые путем аккреции формировали солнечную массу и планеты. Эту стадию можно выделить как собственно планетную.

В самом начале планетной стадии в виде планеты существовало даже Солнце, которое тоже прошло дозвездный или планетный этап своего развития в виде Протосолнца, и зародились планеты-гиганты: Нептун – Уран – Сатурн – Юпитер – протопланеты земной группы. В результате центральная область небулярного диска в плоскости эклиптики очистилась от комет (рис. 30.2), причем главная масса плотного небулярного диска осталась в окружающей Солнце динамичной системе, в которой планеты сосредоточили в себе огромные массы космического вещества (в единицах массы Земли): Уран — 14,6, Нептун — 17,2, Сатурн — 92,2, Юпитер — 317,9. Продолжение этого ряда составляли протопланеты земной группы (Протоземля и др.), обладавшие в начале своего образования огромными массами. Планеты, как и солнечная масса, аккумулировались путем гравитационного стяжения (аккреции) ледяных планетезималей, которые в центральной области Солнечной системы были существенно водородными, а на периферии — водными, сходными по составу с кометами. Последние сосредоточены в окружении Солнечной системы и периодически вторгаются в нее. Таким образом, в развитии Солнечной системы небулярная стадия сменилась стадией господства комет или планетезималей.

Солнечная система и ее кометное окружение

Рис. 30.2. Солнечная система и ее ближайшее кометное окружение (по Luu and Jewitt, 1996)

1- Солнце; 2- планеты (I- Сатурн, II- Уран, III-Нептун); 3- кометные тела в пределах Солнечной системы (IV- Плутон и Харон, V- Хирон, - объект QB1); 4- кометы в ближайшем окружении Солнечной системы (VI)

Вследствие генерации громадной энергии при аккреции из кометоподобных (ледяных) гелий-водородных планетезималей и гравитационного сжатия гигантские протопланеты начали постепенно разогреваться (см. рис. 30.1), что сопровождалось полным расплавлением вещества, нарастанием светимости (излучения тепловой энергии). При этом во время перехода через максимум и последующего падения температуры происходило дальнейшее незначительное уплотнение вещества, которому начинало препятствовать внутреннее расслоение планет на плотные железо-силикатные расплавленные ядра и окружающие их мощные расслоенные флюидные гелий-водородные оболочки. В ядрах содержатся преимущественно тугоплавкие компоненты (MgO, SiO2, Fe, FeO, Ni, CaO и др.), концентрация которых в исходных газово-пылевых туманностях была очень низкой. Выделению расплавленной массы в виде ядра способствовала жидкостная несмесимость железо-силикатных веществ с металлическим водородом (Хаббарт, 1987).

Движущей силой эволюции протосолнечного диска, которая сопровождалась аккумуляцией массы Протосолнца и планет его непосредственного окружения, было падение температуры до уровня, близкого к абсолютному нулю в его центре, где создались условия, благоприятные для конденсации и затвердевания водорода — главного компонента небулы, и вхождения его в состав ледяных планетезималей. Конденсация и затвердевание водорода играли главную роль в центральной области Солнечной системы в ходе аккумуляции водородного вещества Протосолнца и его ближайшего планетного окружения (до Сатурна включительно). Массы этого вещества накапливались здесь в результате аккреции ледяных тел, состав которых приближался к полному составу газо-пылевой туманности (протосолнечной небулы), чем и определялась грандиозность этого процесса, нарастающего к центру, где аккумулировалась солнечная масса.

Флюидные гигантские планеты эндогенно-активны и обладают очень высокими температурами (20 000° К в центре Юпитера), достаточными для полного расплавления их недр, но недостаточными для протекания термоядерных реакций. Источником их тепла является освобождение гравитационной энергии. Радиоактивность в тепловом режиме этих планет не играет роли. Мощный тепловой поток, поднимающийся из недр планет, создает их собственную светимость, что сближает водородные планеты-гиганты со звездами, которым они аналогичны также и по способу формирования посредством крупномасштабной гравитационной неустойчивости в первичной туманности, содержащей все компоненты (газы и конденсаты) примерно в солнечной пропорции. Гигантские планеты могут сосредоточить в себе огромные массы вещества, достаточные для превращения их в звезду («Юпитер — неудавшаяся звезда» Хаббарт, 1987, с. 20), в результате чего звездно-планетная система превращается в систему двойной звезды, примеры которых в несметном количестве существуют во Вселенной.

В нашей солнечной системе превращение в звезду претерпела только планета Протосолнце, которая в результате коллапса аккумулированной большой массы в центре системы превратилась в небольшую стационарную звезду — желтый карлик астрономического класса G2. Таких звезд в нашей галактике насчитывается не менее нескольких миллиардов. Все они мало изменяются со временем и относятся к типу долгоживущих стационарных звезд (в отличие от массивных, быстро эволюционирующих звезд с короткими периодами жизни). В недрах таких звезд происходит синтез С, О, Ne, Mg. В Солнце сосредоточилась только небольшая часть массы и кинетической энергии протосолнечного небулярного диска, унаследованного Солнечной системой от предшествовавшей ей гигантской звезды, что определило его небольшой размер, медленное вращение и продолжительность жизни, длящейся уже 5 млрд лет, в окружении стремительной планетной системы вблизи и динамичных кометных облаков по периферии (см. выше рис. 30.2).

Превратившись в небольшую звезду, Солнце активно начало воздействовать на быстро вращающийся плотный небулярный диск посредством интенсивного солнечного ветра1, в результате чего Солнечная система потеряла некоторую массу — в основном гелий и водород, мигрировавшие в космос из межпланетных и межкометных пространств небулярного диска, так что сформировавшиеся планеты оказались в вакууме, а околосолнечные протопланеты потеряли к тому же свои гигантские флюидные гелий-водородные оболочки, превратившись в небольшие железо-каменные планеты земной группы.

Итак, на главные этапы, мегастадии и стадии развития Земли — от большого взрыва до первого появления горных пород — большой взрыв —› взрыв сверхновой звезды в окрестностях будущей солнечной системы —› образование на месте будущего солнца массивной звезды с водородной мантией —› коллапс и уплотнение массивной звезды до нейтронной звезды, ее взрыв в виде вспышки сверхновой типа II и образование протосолнечной туманности или небулы (небулярная стадия) —› вращающиеся системы кометных тел (кометная стадия) —› образование гигантской гелий-водородной солнечной массы в центре небулярного диска (Протосолнце), протопланет земной группы и планет-гигантов: Нептун, Уран, Сатурн, Юпитер, вокруг Протосолнца (планетная стадия) —› вспышка Протосолнца и превращение его в небольшую звезду (желтый карлик астрономического класса G2), уничтожение солнечным ветром гелий водородной массы небулы и флюидных гелий-водородных атмосфер протопланет земной группы —› образование современной солнечной системы с небольшими железо-каменными планетами земной группы вблизи Солнца, больших планет на удалении от него и скопления комет за пределами Солнечной системы — было затрачено более 12 мдрд лет.

Гипотеза образования Земли и планет в быстро вращающейся протосолнечной небуле разработана японскими исследователями (Hayashi e. a., 1985) на основе представлений об ее аккумуляции из твердых тел и частиц (силикатных и металлических). Согласно этой гипотезе, в течение всего периода роста Земля оставалась окруженной протосолнечной небулой (туманностью). В результате гравитационного притяжения вокруг нее возникла флюидная оболочка (в 200 раз массивнее современной атмосферы), препятствующая потере ею аккреционного тепла, так что температура ее достигла значений (более 4000° К), достаточных для расплавления, что определило наблюдаемое совершенное расслоение Земли на оболочки.

На этом древняя, догеологическая эволюция Земли не заканчивается. Если тебя интересует этот этап более подробно см. пособие Историческая геология с основами тектоники плит и металлогении / М. И. Кузьмин, А. Т. Корольков, С. И. Дриль, С. Н. Коваленко.– Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000.– 281 с.

...По предположениям геологов, в эту стадию у Земли в результате дифференциации вещества были сформированы железо-никелевое ядро и мантия.

С завершением дифференциации земных недр Земля стала постепенно остывать и по прошествии некоторого времени и вообще ослабло влияние эндогенного тепла на происходящие глобальные события из-за низкой теплопроводности все большего и большего количества горных пород, формирующихся на ее поверхности. Зато более высокое значение начинает приобретать солнечная энергия.

Как таковой земной коры на поверхности Земли на последнем этапе догеологической истории Земли не существовало или она была очень тонкой и постоянно ломалась, обрушивалась и перерабатывалась (переплавлялась). На поверхности земли в это время формировался первоначальный «базальтовый» слой коры. На поверхности планеты существовали первичные вулкано-плутонические кольцевые структуры, заполненные базальтовой лавой. С ними соседствовали крупные и мелкие метеоритные кратеры. Пейзаж Земли того времени чрезвычайно напоминал современную панораму Луны, на которой, вероятно, протекали аналогичные процессы. Поэтому данный период жизни Земли, по предложению А. П. Павлова, выделяют иногда как лунную стадию (4,6–4 млрд лет).

Образование базальтовой коры в это время имеет принципиальное значение для понимания дальнейшего развития Земли. Сравнение с Луной, имеющей базальты с возрастом 4,2 млрд лет, подтверждает наличие базальтового слоя коры на Земле. Кроме того, как справедливо заметил В. Е. Хаин (1995), для образования более поздней протоконтинентальной «серо-гнейсовой» коры на следующем этапе эволюции Земли необходимо было переплавление огромного объема базальтового материала.

Таким образом, до 4,2–4,0 млрд лет тому назад Земля развивалась аналогично другим планетам Земной группы. Начиная с этого времени, эволюция Земли пошла своим путем, который проявился в формировании континентальной коры.

Первичная континентальная кора отличалась от современной, слагающей фундамент континентальных платформ, меньшим содержанием кремнезема и щелочей, особенно К2О. Правильнее ее называть протоконтинентальной. Она представлена в целом однообразной ассоциацией пород, которая сначала была названа «серыми гнейсами», а в настоящее время более точно определяется как тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциацией (ТТГ). Находки цирконов с возрастом 4,3–4,2 млрд лет в Западной Австралии и появление ранней деплетированной мантии позволяют говорить о начале формирования «серогнейсовой» коры в это же время. Но самих пород древнее 4,0 млрд лет пока не обнаружено, поэтому начало формирования первичной континентальной коры следует принимать именно с рубежа 4,0 млрд лет. Ее формирование протекало в течение временного интервала 4,0–3,5 млрд лет и позже. Образование подобной ассоциации пород фиксируется на современных активных окраинах континентов, где субдукции подвергается молодая океаническая кора (более 20–30 млн лет). Однако, период доминирования «серогнейсовой» коры существовал лишь в интервале от 4,0 до 3,5 млрд лет. В более позднее время началось развитие гранит-зеленокаменных областей, которые составили основную часть ядер современных континентов.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ЭТАП

Облик нашей планеты к рубежу 3,5 млрд лет значительно приблизился к современному. Земля к этому времени должна была обладать ядром, мантией и корой двух типов — океанической и протоконтинентальной. Кроме того, должны были существовать водная и газовая оболочки. Более того, к этому времени на Земле уже возникла органическая жизнь и сформировалась биосфера.

Одновременно с выплавлением «базальтового» слоя земной коры происходила дегазация мантийного материала. Из него высвобождались газообразные компоненты, которые скапливались в околоземном пространстве и удерживались силой земного тяготения. Согласно данным американского ученого Г. Юри, в эти ранние периоды существования нашей планеты ее атмосфера отличалась значительно меньшей плотностью и обладала восстановительным характером. Сравнение ее с планетами-гигантами (Юпитер, Сатурн) позволяет предполагать, что в первичном составе земной атмосферы преобладали метан, аммиак, в меньшей степени водород, пары воды, диоксид и оксид углерода. Кислород же практически отсутствовал.

Конденсация паров воды привела к образованию первых водных бассейнов на поверхности Земли. А. П. Виноградов показал, что при зонной плавке земной мантии выделилось 1,6·1024 г воды, т. е. почти столько, сколько содержится ее в современных океанах и морях. Предполагают, что уже в конце лунной стадии развития мог существовать океан, который почти сплошной пеленой покрывал планету. Согласно другому предположению, древняя гидросфера Земли по своему объему значительно уступала современной. По мнению Г. Юри, она содержала лишь 10% объема воды существующих морей и океанов.

В последние годы распространяются представления о возможности существования «венерианских» условий на Земле на ранних стадиях ее геологического развития (В. И. Шульдинер, Г. Гаррелс. Ф. Маккензи, Д. Шоу и др.). Допускают, что большая часть существовавшей в то время гидросферы находилась в газообразном состоянии и входила в состав атмосферы. Последняя содержала преимущественно Н2О, CO2 и НСl. Атмосферное давление достигало, вероятно, 36 МПа, а температура на поверхности планеты — 600°С.

Так или иначе, но завершение лунной стадии развития Земли знаменовалось образованием «базальтовой» коры, возникновением первичных атмосферы и гидросферы.

В интервале времени от 4 до 3,7–3,6 млрд лет характерные для последующих стадий развития геологические структуры (океаны, континенты, платформы, складчатые области и др.) еще отсутствовали. Однако появился горный рельеф вулканического происхождения, а также весьма агрессивные в химическом отношении атмо- и гидросфера, которые разрушали (эродировали) неровности рельефа. Возникали продукты разрушения — обломки пород и различные соли, растворяющиеся в воде протоокеанов. Процессы эрозии повлекли за собой осаждение продуктов разрушения в различных местах планеты. По-видимому, эрозии подвергались в основном первичные вулканические образования, о чем свидетельствует состав древних пород, имеющих возраст 4–3,5 млрд лет. Наряду с первыми осадочными породами, продолжали формироваться вулканические образования, преимущественно основного состава.

В это время «базальтовая» кора испытывала главным образом вертикальные движения. Понижения рельефа суши и океанического дна заполнялись осадочными и эффузивными породами. За многие десятки миллионов лет рыхлые образования скопились в огромных количествах. Большое количество вещества приводило к его уплотнению, метаморфизму и преобразованию в глубокометаморфические породы (плагиогнейсы, тоналиты, трондьемиты, кварциты и т. д.), которые ассоциировали с гранитами и гранодиоритами. Последние могли возникать за счет метасоматической гранитизации осадков при высоком тепловом потоке под действием поступающих снизу флюидов, содержащих кремнезем и щелочи.

Древнейшие гранитные и гнейсовые комплексы (тоналит-трондьямит-гранодиоритовая ассоциация) образовывали куполовидные (овальные) структуры, размер которых в поперечнике изменялся от нескольких до сотен километров. Эти купола не имели отчетливой линейной ориентировки в плане и располагались хаотично. Наиболее характерные структуры такого типа известны в древних комплексах Северной Америки (район оз. Верхнего), на Кольском п-ове, в Карелии, Сибири, Африке. Их называют овоидами, нуклеарными ядрами или просто нуклеодами (греч. — ядро). Строение гравиметрического и магнитного полей нуклеарных ядер отличается мозаичностью, отсутствием четкой ори-ентации. Благодаря этой особенности были прослежены овоиды даже в районах, перекрытых более молодыми осадочными породами. Учитывая специфические геологические условия развития Земли в период формирования овоидов от 4,0 до 3,7 млрд лет, Е. В. Павловский предложил называть эту стадию нуклеарной.

Дальнейшую историю Земли вслед за В. П. Гавриловым (1989) и В. Е. Хаиным (1995) и др. можно разделить на две большие мегастадии: протоокеаническую (3,5–1,8 млрд лет) и океано-континентальную (1,8–1,6 млрд лет до настоящего времени). Очевидно, основанием для разделения этих стадий должно быть появление офиолитов - комплекса пород древней океанической коры в складчатых областях.

Протоокеаническая стадия

Начиная примерно с 3,5 млрд лет, внутреннее ядро Земли становится достаточно большим, чтобы индуцировать конвекционное движение вещества недр в явном виде. Первозданная литосферная оболочка разрушается, на ее поверхности возникают первые рифтовые зоны и зоны поддвига, началось движение литосферных плит с раскрытием и закрытием океанических впадин. С этого момента начинается новая мегастадия развития Земли — океаническая.

Для данного периода, который продолжается и в настоящее время, характерно появление океанов как геологических структур литосферы, а позднее — и континентов. В течение архея первичная литосфера, по-видимому, испытывала активную деструкцию, сопровождающуюся заложением и развитием древних океанов (протоокеанов). Континентов, как геологических структур литосферы, тогда еще в явно выраженном виде не существовало. Поэтому этот период океанической мегастадии можно рассматривать как протоокеаническую стадию (3,7–3,6 до 1,6 млрд лет).

Выше было показано, что к концу первого миллиарда лет геологической эволюции Земли появились острова протоконтинентальной коры, представленной породами тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава («cерые гнейсы»). Выходы на поверхность таких пород с возрастом 3,5–4,0 млрд лет известны на всех континентах, но они занимают в целом небольшую площадь. Неясно, как широко были они распространены на глубину.

У многих исследователей возникают сомнения о существовании крупных массивов суши, образованных корой «cерогнейсового» типа. Распространение в более поздних образованиях древних реликтовых цирконов соответствующего возраста, изотопно-геохимические данные о распространенности редкоземельных элементов в архейских осадках и прямые находки реликтов коры океанского типа в самом древнем гренландском комплексе Исуа указывают на существование в те времена островов протосиаля, разделенных пространствами с корой океанского типа.

Более того, достаточно уверенно можно говорить, что позже в интервале от 3,5 до 2,5 млрд лет было образовано до 60–85% современной континентальной коры. Причем, зрелой, соответствующей в верхней части нормальным K-Na гранитоидам. Проявления гранулитового метаморфизма в нижней части этой коры требуют соответствующего литостатического давления и указывают, что толщина ее должна была быть близкой к современной, то есть 35–40 км. Толщина литосферы также возросла примерно до 150 км, судя по находкам алмазов архейского возраста, которые должны были образоваться в литосферной мантии. Предполагается, что ранее литосфера лишь немного превышала толщину протокоры.

На поверхности Земли участки консолидированной к концу архея континентальной коры выражены так называемыми гранит-зеленокаменными областями (ГЗО), которые состоят из зеленокаменных поясов и разделяющих их более широких полей гранитогнейсов с включениями преимущественно более молодых гранитов. Дополняют структуру эпиархейских кратонов сформировавшиеся в конце архея гранулит-гнейсовые пояса, разделяющие ГЗО и образованные главным образом за счет тектоно-метаморфической переработки материала ГЗО. В других случаях обнаженные участки гранулитовых комплексов представляют собой выведенные на поверхность в послеархейское время нижние горизонты земной коры ГЗО.

Зеленокаменные пояса — синформные структуры, заполненные преимущественно слабометаморфизованными основными и ультраосновными вулканитами с подчиненными комплексами осадочных пород. В плане они вытянуты в одном направлении или имеют петельчатый рисунок. Развивались эти структуры не только в архее, но и в раннем протерозое, до 1,8 млрд лет. Так как основной процесс создания континентальной коры в архее и раннем протерозое проходил в пределах ГЗО, точнее в зеленокаменных поясах, главная проблема эволюции земной коры на данном этапе геологической истории — условия образования и геодинамическая обстановка развития зеленокаменных поясов. Вопрос этот остродискуссионный.

Однако по составу вулканических пород зеленокаменные пояса отчетливо разделяются на два типа: с бимодальными или с последовательно дифференцированными сериями. Первые, вероятно, рифтогенного, вторые — спредингово-субдукционного происхождения.

Предполагают, что к концу архея могло произойти объединение отдельных ГЗО вплоть до образования единого суперконтинента — первой Пангеи в истории Земли. В пользу этого свидетельствует широкое распространение архейского фундамента в ряде раннепротерозойских подвижных поясов, отсутствие унаследованности между архейскими и раннепротерозойскими энсиматическими подвижными поясами, преобладание континентальных или мелководно-морских условий в первой половине раннего протерозоя (между 2,5 и 2,0 млрд лет). Охватывала ли континентальная кора в конце архея всю поверхность Земли (пангранитизация, по Е. В. Павловскому), или только какую-то, вероятно, меньшую ее часть? Если всю поверхность, то радиус Земли должен был быть меньшим. Современные исследователи склоняются в пользу второго варианта, так как нет надежных фактов о существовании в позднем архее меньшего радиуса Земли.

Но если принять второй вариант, следует допустить окончательно сформировавшуюся в конце архея коренную диссимметрию приповерхностной части Земли: существование не только Пангеи, но и Панталассы — океанической части нашей планеты.

Наиболее правдоподобным объяснением разделения Земли на океанское и континентальное полушария может быть эволюция режима мантийной конвекции. Господствующая в доархее хаотическая конвекция в архее сменилась многоячейковой верхнемантийной, а в конце архея — общемантийной одноячейковой конвекцией. В результате этого континентальное полушарие стало располагаться над ее нисходящими ветвями, а океанское — над восходящими.

Океано-континентальная стадия

В конце раннего протерозоя появляются первые континенты, состоящие из древних платформ, испытавших в позднем протерозое прогрессивное увеличение своей площади и объединение. Дальнейшее развитие литосферы следует рассматривать как последовательный и взаимосвязанный процесс возникновения континентов на месте бывших океанов с последующей деструкцией и заложением новых океанов. Остальной период геологической истории Земли (примерно 2 млрд лет) можно рассматривать как океано-континентальную стадию (1,6 млрд лет — ныне).

Вся геологическая история океано-континентальной мегастадии распадается на несколько циклов развития, в которых намечается определенная повторяемость геологических событий, заключающаяся в том, что возникновение и развитие океанов завершается их закрытием с образованием континентов (так называемый цикл Вильсона). Последние, в свою очередь, могут испытывать деструкцию с заложением новых океанических бассейнов, т. е. процесс геологического развития на океанической мегастадии имеет эволюционно-циклический характер.

Возникает естественная периодизация геологической истории нашей планеты по признаку ее тектонической активности. Рубежами, разделяющими естественноисторические этапы, служат тектономагматические эпохи закрытия океанических пространств, которые выделяются как эпохи складчатости, приведшие к возникновению крупных континентальных масс. С этой точки зрения целесообразно выделять в составе протоокеанической стадии архейско-раннепротерозойский этап, а в составе океано-континентальной стадии позднепротерозойский (байкальский), раннепалеозойский (каледонский), позднепалеозойский (герцинский), мезозойский (киммерийский) и кайнозойский (альпийский) этапы.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ: АРХЕЙСКИЙ АКРОН



Таблица геохронологии архея


Самый древний этап геологического периода развития Земли у некоторых авторов получил название КАТАРХЕЙ. Он охватывает период где-то, по разным данным, от 3750 до 3500 или до 3000 млн лет тому назад и перекрывает в какой-то степени раннеархейский эон (в геохронологические шкалы пока не вошел).

Для раннеархейских образований характерны следующие основные черты: 1) они слагают фундамент всех древних платформ; 2) отличаются высоким незональным метаморфизмом гранулитовой фации; 3) много метавулканитов основного или ультраосновного состава и интрузивные тела габброидов, реже ультрабазитов (по составу близки к коматиитам), превращенных в результате метаморфизма и повсеместной, хотя и неравномерной, гранитизации, метасоматоза и мигматизации в биотит-амфиболовые плагиогнейсы, серые гнейсы (существенно плагиоклазовые гранитоиды гранодиоритового состава), эндербиты, чарнокиты, мигматиты, расслоенные метаанортозиты, амфиболиты и др.; 4) мало осадочных горных пород. Это в основном метаосадочные породы мраморы, кальцифиры, кристаллосланцы, графитовые породы, среди которых отсутствуют или крайне редки псефиты (конгломераты и др.); 5) отсутствуют определимые органические остатки; 6) ТЕКТОНИКА: из структур образуются специфические гнейсово-складчатые овалы (большие изометричные куполовидные складки), омебоидные формы до 100–800 км в поперечнике; 7) господство пластических деформаций; 8) на границе раннего и позднего архея произошел СААМСКИЙ диастрофизм (3000 млн лет).

Состав атмосферы этого времени можно определить проанализировав состав газовых пузырьков, которые находят геологи в породах этого времени. Состав этот следующий: ~60% составляет углекислый газ, около 35% — Н2О, SO2, NH3 и кислые дымы, HCl, HF, в небольших количествах азот и инертные газы. Кислорода нет совсем. Атмосфера была чрезвычайно тонкой.

На Земле вероятно уже в начале раннего архея возник первичный океан Панталасса. Общая соленость этого океана была, вероятно, близка современной, но соотношения катионов были другими: было много Мg, т. к. отлагались в основном одни доломиты; не было аниона окисленной серы (сульфата SO4 , т. к. гипсы и ангидриты впервые образуются около 1 млрд лет назад). Воды были хлоридные, нейтральные (рH ~ 7) и бессульфатные. На отсутствие кислорода в это время в атмосфере указывают архейские джеспилиты (силикатно-железистые породы), состоящие из магнетита, сидерита и часто содержащие в виде примеси легко окисляющееся, но не окисленное сернистое железо — пирит и пирротин. Из-за недостатка кислорода в атмосфере, вероятно, отсутствовал озоновый экран, что способствовало и ускоряло образование сложных органических молекул в водах океана (до аминокислот).

Позднеархейские образования характеризуются: 1) вулканогенные толщи состоят из лав разнообразного состава; 2) среди осадочных горных пород встречаются конгломераты, джеспилиты; 3) метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой фаций отчетливо зональный; 4) появились прокариоты или следы их жизнедеятельности — фитолиты; 5) ТЕКТОНИКА: выделяются кратоны, чарнокит-гранулитовые пояса, зеленокаменные пояса.

Зеленокаменные пояса — синклинорные складчато-купольные зоны — один из характерных элементов позднего архея. Их разделяли антиклинорные зоны в виде гнейсо-гранитовых или чарнокит-гранулитовых поясов. Последние представляли собой вытянутые зоны скопления окаймленных гнейсовых и гранито-гнейсовых куполов с зажатыми между ними узкими и неправильной формы килевидными синклиналями или сложными синклинориями. Гранито-гнейсовые купола достигали в поперечнике 10–40, иногда до 100 км, образовывали часто рои, образно названные Макгрегори стадами.

На границе архея и протерозоя произошел КЕНОРАНСКИЙ диастрофизм (2600 млн лет), в результате которого в конце архея были образованы на Земле ПРОТОПЛАТФОРМЫ.

К этому времени относятся и наиболее древние достоверные признаки жизнедеятельности организмов обнаруженные учеными в кремнистых сланцах серии Фигового дерева в Трансваале. Их возраст 3,1–3,4 млрд лет. Это микроскопические одноклеточные очень примитивные остатки сине-зеленых водорослей, которые осуществляли фотосинтез органических веществ из углекислоты и воды с выделением (уже в то время) кислорода, который почти весь уходил на окисление атмосферных газов (а затем и пород коры). При этом аммиак (NH3) окислялся до молекулярного азота (N2), метан (CH4) и СО — до СО2. Последний способствовал садке карбонатов в морях, превращая их воду из исходной хлоридной вначале в хлоридно-карбонатную, затем к концу архея - началу раннего протерозоя при переходе S и SO2 в SO2 и SO3, когда в океане начал появляться сульфат (SO4), она стала переходить в хлоридно-карбонатно-сульфатную. Меняется поведение железа в воде: закись железа FeO превращается в окись Fe2O3, что очень резко понижает его подвижность и приводит к массовому выпадению из водной взвеси гидратов окиси железа в комплексе с SiO2·nH2O и органикой в специфические осадки докембрия — джеспилиты (Кривой Рог, КМА, Верхнее озеро в Северной Америке, Индия).

ПРОТЕРОЗОЙСКИЙ АКРОН

(продолжительность, расчлененность, литостратиграфия, магматизм, тектоника, органические остатки и развитие органического мира, климат, полезные ископаемые)

Фантазии легко разгуляться,
когда имеешь дело с массами
огромных размеров и с
периодами времени почти
бесконечными.

Чарлз Дарвин

Таблица 30.1

Геохронологическая таблица протерозоя


В данном разделе будут рассмотрены следующие важные моменты геологической истории Земли в протерозое.

1. В раннепротерозойском эоне: 1) значительно возросла степень консолидации земной коры; 2) на базе протоплатформ возникли первые настоящие платформы, и наметилась дифференциация окраинноконтинентальных подвижных областей (складчатых поясов), обособились краевые прогибы на платформах; 3) уже в самом начале протерозоя появились достаточно зрелые обломочные породы осадочного генезиса, доломиты, продукты кор выветривания; в бескислородной среде образовались такие характерные только для раннего протерозоя образования как золото-пирит-уранинитовые россыпи; 4) в средней части раннего протерозоя за счет заметного увеличения количества сине-зеленых водорослей атмосфера и гидросфера обогатились кислородом и впервые в геологической истории планеты появились красноцветы; 5) климат раннего протерозоя был жарким, азональным, с 4-мя кратковременными похолоданиями — оледенениями; 6) ближе к концу эона произошел карельский диастрофизм с характерной линейной складчатостью, внедрением больших масс известково-щелочных (существенно калиевых) гранитов и зональный метаморфизм с образованием суперконтинента — Пангеи и океана Панталасса; 7) в конце же раннего протерозоя в результате глобального растяжения земной коры возникли многочисленные зоны разломов и тафрогенные (рифтовые) структуры, с которыми связаны колоссальные субаэральные излияния лав кислого, реже основного, состава и внедрение крупных интрузий комагматичных им ГРАНИТОВ-РАПАКИВИ. В это время вероятно в верхней мантии Земли произошло обособление нового слоя — астеносферного. Началось формирование Тихого океана (?).
2. Для двух эр позднепротерозойского эона (РR21-2) или рифея (R1-2) характерно: 1) заметно возросшее количество грубообломочных (псефитовых) и карбонатных пород, много чаще встречаются красноцветы, железо кремнистые формации больше не образуются; 2) значительно возросла биомасса, появились в большом количестве эукариотные формы водорослей; 3) конец этих двух эр ознаменовался гренвиллским диастрофизмом и на платформенных окраинах образовались передовые прогибы и авлакогены, складки исключительно линейного типа; 4) метаморфизм в складчатых зонах зональный, на платформах отсутствует и породы изменены лишь процессами диагенеза; 5) началось заложение пра-Атлантического океана (?).
3. Для позднерифейской эры (R3) самой яркой чертой является: 1) присутствие в ней ледниковых отложений, развитых на двух стратиграфических уровнях; 2) железные руды всегда сложены окисными минералами — гематитом и лимонитом; 2) эра позднего рифея завершилась на рубеже 600 млн лет катангским диастрофизмом.
4. Для вендского периода (V) характерно: 1) развитие эдиакарской фауны — мягкотелых бесскелетных животных (одиночных полипоидных медузоидов, гидроидных и сцифоидных медуз, гигантских медуз и морских перьев); 2) интрузивные породы для венда не известны; 3) верхняя граница венда (535 млн лет) не отмечена никакими тектоническими движениями; отложения венда постепенно переходят в отложения кембрия; 4) содержание кислорода в атмосфере достигло уровня Пастера (0,01 современного его количества).




1. Раннепротерозойский эон

В составе пород раннего протерозоя представлены все главные формационные типы отложений:

1) особенно широко представлены формации ПЛАТФОРМЕННЫЕ и окраинноконтинентальные пассивных и активных окраин континентов, что резко отличает этот период истории Земли от предыдущего — архейского, где они отсутствовали;

2) в составе отложений первых двух типов широко развиты зрелые продукты осадочной дифференциации. Среди них присутствуют очень своеобразные осадочные образования — джеспилиты особых типов и золото-ураноносные конгломераты;

3) в верхней и средней частях раннего протерозоя впервые в геологических разрезах встречаются в небольшом количестве красноцветные породы, а в верхней части присутствуют в некоторых районах вулканиты;

4) образования активных континентальных окраин представлены чаще всего только одной мощной серией, для которой характерна малая роль вулканитов, что отличает их от соответствующих отложений других периодов истории Земли;

5) во многих районах мира в отложениях раннего протерозоя установлены тиллиты2, располагающиеся на нескольких стратиграфических уровнях.

Мощность отложений сильно варьирует, достигая 15 км.

Среди платформенных и складчатых отложений пассивных окраин континентов очень характерны мономиктовые или олигомиктовые кварцито-песчаники (кварциты), обычно с хорошо сохранившейся псаммитовой структурой, косой слоистостью, знаками ряби и др. признаками мелководья. Для красноцветных отложений, венчающих разрезы раннего протерозоя, характерны литокластические песчаники и гравелиты.

Среди карбонатов заметно преобладают доломиты, в средней и верхней частях раннего протерозоя характерны органогенные доломиты со строматолитовыми постройками.

С карбонатными или карбонатно-сланцевыми толщами иногда ассоциируют богатые углеродом графитовые (углистые) сланцы.

Джеспилиты представлены железорудными формациями криворожского, анимикийского (оз. Верхнее) и уральского типов.

Золото-ураноносные конгломераты представлены серией Витватерсранд в Южной Америке. В составе серии главную роль играют кварциты, часто с косослоистыми мелководными структурами, чередующимися с прослоями и пачками глинистых сланцев, гравелитов и конгломератов, иногда отмечаются горизонты вулканитов. В нижней части серии отмечается пачка тонкополосчатых железистых кварцитов. Имеются пуддинговые конгломераты — тиллиты2 со штрихованными валунами, горизонты золото-ураноносных конгломератов (Запасы U3O8 — 350–370 тыс. т, много золота).

Метаморфизм. Породы метаморфизованы в различной степени в зависимости от занимаемой ими тектонической позиции:

платформенные — низкие ступени зеленосланцевой фации;

в подвижных областях или складчатых — наблюдается метаморфическая зональность от зеленосланцевой до амфиболитовой фации.

Магматизм. Плутонические образования представлены наиболее ранними интрузиями габброидов и гипербазитов, син- и позднетектоническими интрузиями гранитоидов (большие массы), посттектоническими сложными (расслоенными, многофазными) интрузиями основного и кислого состава.

Среди гранитоидов наиболее широко распространены богатые калием граниты: плагиомикроклиновые и существенно микроклиновые граниты, а также связанные с ними пегматиты, в том числе слюдоносные, редкометалльные и редкоземельные. Этим раннепротерозойские гранитоиды сильно отличаются от архейских, среди которых преобладают плагиограниты (в архее) и гранодиориты бедные пегматитами. Особый характер имели плутонические процессы на платформах. Здесь широко развиты дайки и силлы диабазов, возникшие на наиболее ранних (2400–2200 млн лет) стадиях развития диастрофических процессов протерозоя в соседних складчатых областях. На заключительных же стадиях ближе к концу развития эона в интервале 1900–2200 млн лет сформировались дифференцированные металлоносные (Ni, Co, Cr, Ti, Pt и др.) массивы габбро-норит-гранофирового состава (массив Садбери на Канадском щите и огромный Бушвельдский массив в Южной Африке, приуроченный к платформенным отложения Трансваальского кратона).

В конце эона, видимо в заключительные стадии гренвилльского орогенеза все платформы были спаены в огромный праконтинент Пангею, проявился специфический интрузивный процесс — образование огромных батолитов гранитов-рапакиви (массив Паргуаза площадью более 30 тыс. кв. км в Венесуэле, Выборгский массив на Балтийском щите, приморский комплекс — бухта Песчаная и др.). Это, в основном, плоские и лакколитообразные тела с глубокими корнями.

Образование таких масс магмы, по-видимому, было обусловлен резким усилением процессов дифференциации вещества мантии Земли в конце раннего протерозоя, проявленными в глобальном масштабе. Это ознаменовало собой вероятно крупнейший перелом в эволюции недр Земли — образование или выделение из мантии астеносферы. Изотопные исследования современных базальтов срединно-океанических хребтов и мезозойских долеритов дают один и тот же возраст их субстрата 1620±55 млн лет (Брукс с соавторами).

Перестройке недр Земли вероятно способствовало то, что в конце раннего протерозоя в результате завершения карельского диастрофизма произошло образование огромного праматерика Пангеи, который в самом конце в результате подкоровых процессов под ним стал раскалываться, а в разломы стал внедряться образованный под ним магматический материал в виде очковых, порфировидных гранитов-рапакиви.

К этому же времени относятся грандиозные по масштабу субаэральные излияния преимущественно кислых лав. О масштабах вулканизма можно судить хотя бы потому, что только в одном Акитканском (Прибайкальском) приразломном краевом прогибе3 Сибирской платформы накопилось более 50 000 км3 кислых лав.

Тектонические структуры. Для раннего протерозоя характерно наличие крупных протоплатформ с угловатыми краями, обрамленных широкими пассивными континентальными окраинами. Внутри складчатых областей имеются микроконтиненты и террейны.

Границы платформ — краевые глубинные разломы, зоны смятия. Внутрь платформ из активных складчатых областей далеко проникают узкие приразломные прогибы — авлакогены4. В конце эона возникают краевые прогибы3, которые ранее отсутствовали в геологическом строении континентов.

Складки почти все линейные. Купола уже не составляют обязательного элемента строения как в архее, но местами встречаются в большом количестве.

В результате Карельского диастрофизма (2000–1900 млн лет) складчато-метаморфические комплексы спаяли угловатые протоплатформы и срединные массивы в настоящую, современного облика, гигантскую платформу Пангею, которая противопоставлялась океану Панталассу. Конец же эона ознаменовался большой структурной перестройкой недр планеты, приведшей к дроблению Пангеи, образованию различного рода приразломных впадин и мощным магматизмом с внедрением гранитов-рапакиви и излияниями больших масс субаэральных лав (акитканский комплекс). Этот заключительный диастрофизм имел огромное значение для всей последующей тектонической истории Земли. В течение этого этапа возникли эмбрионы современных океанических впадин, а земная кора перешла к новому состоянию, поскольку сразу после окончания этого этапа в раннем рифее начался, с одной стороны, интенсивный процесс формирования крупных платформ в границах близких к современным, а с другой стороны — процесс заложения современных складчатых систем.

Органические остатки и развитие органического мира. Распространены фитолиты — продукты жизнедеятельности различных прокариот, иногда микроскопические их остатки отмечаются в карбонатных породах средней и верхней части эона.

В некоторых районах Сибири в карбонатных толщах встречаются строматолиты5, онколиты6, катаграфии7, микрофитолиты8, которые недавно найдены и в Австралии, Канаде и на Урале.

В середине раннего протерозоя произошло весьма резкое увеличение количества водорослей, повлекшее за собой изменения в составе атмосферы и повлиявшее на ход геохимических процессов. Бурный всплеск жизни сопровождался столь же значительным изменением ее организации. В составе микробиоты Северной Америки и Южной Африки ученые обнаружили клеточные образования с внутренним ядром: репродуктивные элементы эукариотных водорослей, грибов и губок.

Климат. Судя по соотношению изотопов кислорода (18О/16О) средняя годовая температура мелководного моря в середине раннего протерозоя была порядка 60° С (в раннем архее 150–90°, в позднем архее — 70° С).

Выпадение большого количества углекислоты из атмосферы в карбонатные образования привело к снижению атмосферного давления и ослаблению парникового эффекта. На фоне очень жаркого климата (современная средняя температура атмосферы Земли составляет 15°С) происхождение тиллитов в результате оледенений вызывает недоверие. Для объяснения этого феномена ученые привлекают космические причины.

Нахождение в нижней части отложений раннего протерозоя золото-ураноносных конгломератов с окатанными пиритами говорит о бескислородной атмосфере того времени. Нахождение в средней части отложений раннего протерозоя красноцветных отложений, окисленных железных руд, больших масс микроскопических остатков сине-зеленых водорослей говорит о пополнении атмосферы и гидросферы кислородом. Это могло произойти примерно 2400 млн лет тому назад.

Морская вода океанов приобретает хлоридно-карбонатно-сульфатный состав (в раннем архее она была хлоридная, в позднем архее — хлоридно-карбонатная).

2. Позднепротерозойский эон. Ранний–средний рифей

Литостратиграфия. Рифейские отложения развиты исключительно широко во всех районах мира. Здесь значительно шире распространены платформенные терригенно-карбонатные отложения, которые слагают чехол больших кратонов. Среди отложений заметно преобладают осадочные формации пассивных окраин континентов. Здесь гораздо больше грубообломочных пород, карбонатных или сланцево-карбонатных. В центральных частях подвижных зон среди осадочных отложений преобладают кислые эффузивы.

Среди платформенных и отчасти окраинноконтинентальных формаций исключительно широко развиты мелководно-морские; континентальные отложения — типично красноцветные породы. Гораздо чаще, чем в более древних осадочных комплексах докембрия, встречаются эвапориты.

Роль вулканитов значительно ниже, чем в предыдущие периоды геологической истории. Вулканиты представлены в основном базальтами, относящимися к трапповой формации («древние траппы»), и риолит-андезит-базальтовой формацией вулканических окраинноконтинентальных дуг.

Мощность рифейских отложений сильно варьирует в зависимости от формационного типа отложений и составляет для складчатых областей 10–12 км, платформенных — 3–5 км.

Общим для всех регионов распространения рифейских отложений является их трансгрессивное или трансгрессивно-регрессивное строение, которое выражается в приуроченности терригенных (псаммитовых и псефитовых) пород к нижней части разрезов, а карбонатных или карбонатно-пелитовых пород — к верхней.

Метаморфизм. На платформах рифейские породы обычно изменены лишь в результате диагенеза или эпигенеза и в редких случаях — процессами низкотемпературного метаморфизма. В складчатых подвижных областях породы чаще всего метаморфизованы зонально от зеленосланцевой до амфиболитовой степени метаморфизма, и то довольно редко.

Магматизм. Наиболее сильно плутонические процессы проявились в течение заключительного гренвиллского диастрофизма, который в подвижных областях сопровождался син- и позднетектоническими интрузиями значительных объемов основной и в особенности кислой магмы. Среди последних преобладают нормальные известково-щелочные (плагиомикроклиновые) граниты, местами развиты также лейкократовые, аляскитоидные и пегматоидные граниты.

Основные лавы в составе континентальных толщ рифея распространены гораздо меньше. Базальты почти всегда сопровождаются дайками и мощными силлами долеритов (или габбро-диабазов).

Тектонические структуры. Для всего рифея характерна высокая степень дифференцированности тектонических элементов. Резко противопоставляются платформы и подвижные области, обычно ограниченные глубинными разломами.

В начале эр — на континентах существовали морские трансгрессии; происходило заложение и более интенсивное развитие субдукционных процессов в окраинноконтинентальных областях известных теперь под названием рифейской (Уральской), байкальской, енисейской, восточно-саянской, гревиллской и др. складчатых областей; расширились океанические бассейны, в особенности древнего Тихого океана («пра Пацифик»).

В середине эр — колебательные тектонические движения, слабые магматические процессы.

В конце эр — поднятие большинства территорий и регрессия морей; формирование ранней красноцветной молассы. Интенсивное образование растительной биомассы — строматолиты, микрофитолиты и др.; исключительно широкое распространение красноцветов.

На рубеже 1000–1100 млн лет произошел гренвиллский диастрофизм, приведший к интенсивной складчатости толщ, внедрению интрузий габброидов и гранитов в субдукционных областях и интенсивным колебательным движениям и внедрению интрузий основной магмы — на платформах.

Платформенные образования рифея слагают обширный чехол или же встречаются в тектонически разобщенных депрессиях, грабенах, где представляют собой сохранившиеся от денудации останцы платформенного чехла. В отличие от однотипных отложений раннего протерозоя эти отложения почти не деформированы, т. е они залегают горизонтально или же собраны в очень пологие складки.

Окраинноконтинентальные субдукционные системы и пояса расчленены внутренними поднятиями и глубинными разломами на зоны и подзоны с различным тектоническим режимом: глубоководные желоба, вулканические дуги, аккреционные призмы, задуговые окраинноконтинентальные моря. По окраинам некоторых платформенных областей отчетливо обособляются глубокие краевые прогибы.

Складки относятся к линейному типу, их оси параллельны (конформны) границам платформ, срединным массивам, субдукционным зонам и глубинным разломам. Куполовидных структур почти нет.

Органические остатки и развитие органического мира. В общих чертах органический мир рифея был достаточно близок к миру, который сформировался во второй половине нижнего протерозоя. Только для рифея характерно весьма значительное увеличение общей биомассы и далеко зашедшая дивергенция (расхождение признаков) ранее возникших групп организмов.

В карбонатных породах наблюдается увеличение количества и разнообразия строматолитов и микрофитолитов от ранних отложений к более поздним. Особенно много их в венде. Рифейские строматолиты были установлены в отложениях Восточной Сибири и Канады.

Здесь уже начинают встречаться настоящие органические остатки — микрофитофоссилии (микробиота), в составе которых установлены различные водоросли, грибы, скопления разнообразных трихом и так называемых акритарх (организмы неясного, неопределенного происхождения).

Климат раннего-среднего рифея. Изотопные исследования соотношений 18О/16О в сингенетических кремнях из карбонатных пород рифея США показали, что средняя температура земной поверхности 1300–1200 млн лет назад была в пределах 40–50°С (в раннем протерозое она составляла примерно 60°С, в позднеархейском эоне — 70° С, в раннеархейском — 150–90°). Атмосферное давление было гораздо меньшим, чем в раннем протерозое, и, возможно, лишь немного превышало современное.

Судя по весьма широкому распространению красноцветных пород, в атмосфере рифея произошло заметное увеличение содержания свободного кислорода, появление которого, естественно, следует связывать с резким увеличением биомассы фотосинтезирующих водорослей и бактерий. Это привело к изменению состава морской воды: более высокое окисление серы и сероводорода должно было обусловить превращение ее из бедной сульфатами хлоридно-карбонатно-сульфатной в хлоридно-сульфатную, достаточно близкую по составу современной (так как выпали в осадок гипсы и ангидриты, которые впервые как раз и образовались около 1000 млн лет тому назад). Характерно отсутствие климатической зональности — азональный жаркий климат раннего и среднего рифея без каких-либо признаков похолоданий и тем более оледенений.

3. Поздний рифей

Выделяется на всех континентах. Самой яркой и типичной чертой этой эры является присутствие в ней ледниковых отложений, развитых на двух стратиграфических уровнях. В остальном же верхнерифейские отложения во многом похожи на формационно однотипные образования раннего и среднего рифея.

На строгой приуроченности ледниковых отложений к двум стратиграфическим уровням основано разделение отложений этой эры на пять климато-стратиграфических уровня (горизонта):
подледниковый;
нижний ледниковый;
межледниковый;
верхний ледниковый;
надледниковый.

Органические остатки и развитие органического мира. В отложениях подледникового горизонта находят строматолиты, в остальных горизонтах — акритархи и в большом количестве эукариотные формы.

Климат. Температура морской воды была на уровне 40–50° С, а в кембрии примерно 35° С. О жарком климате в это время говорят красноцветные породы, эвапориты, доломиты. Резкие понижения температуры в течение ледниковых периодов, несомненно, было «аномальным» явлением и не характеризует собой климат эры в целом. Климатическая зональность была очень слабо выраженной. Количество кислорода еще более возросло, т. к. верхнерифейские осадочные железистые руды всегда сложены окисными минералами — гематитом, магнетитом.

Происхождение древних оледенений

Проблема происхождения оледенений охватывающих всю планету не решена до сих пор. Дело в том, что древние оледенения — палеозойские и в особенности докембрийские — имели место в весьма неблагоприятных для них условиях, когда климат планеты был очень жарким и азональным (или слабо зональным). Ледниковые образования часто непосредственно граничат с отложениями жаркого климата, часто содержащими эвапориты, каолиновые песчаники и даже бокситы и фитолиты, а как известно, современные фитолиты образуются только в теплых минерализованных водах на морских побережьях или в лагунах исключительно в тропической зоне (или же в горячих источниках). Кроме того, явственные следы рифейских оледенений отмечаются в самых различных районах на всевозможном удалении от полюсов, где бы последние в прошлом не находились.

Ни одна земная причина возникновения и тем более существования миллионы лет не выдерживает критики. Палеогеографические изменения из-за образования больших горных хребтов и поднятий не могли быть причиной, так они не в состоянии вызвать понижение общей температуры на несколько десятков градусов на всей поверхности Земли. Кроме того в докембрии не существовало высоких гор и, что более важно, оледенения не коррелируются ни с одной эпохой орогенеза. Нет никакой связи и с мощными извержениями, т. к. мощных извержений на Земле было много, а оледенений, последовавших вслед за ними почти нет. Например, мощные и длительные в геологической истории извержения происходили в течение всего раннего рифея и совсем не сопровождались оледенениями. Космические причины, как выясняется в последнее время, не могли вызвать столь глобальных изменений климата. Солнце было и остается стабильной (стационарной) звездой с устойчивым термальным режимом. Космические явления периодичны, а оледенения непериодичны, эпизодические.

Так какие же причины могли вызвать оледенения на Земле? Л.И.Салоп (1977, 1982, с.292) еще в 70-е годы обратил внимание на совпадение во времени оледенений и этапов быстрого массового вымирания и одновременного или последующего расцвета различных групп организмов и высказал гипотезу, согласно которой «биологические революции имеют в своей основе общую причину, каковой являются вспышки сверхновых звезд в окрестностях Солнечной системы, которые обуславливают, с одной стороны, усиление космической радиации, а с другой — экранирование солнечного излучения газопылевыми туманностями, возникающими при космических взрывах».

4. Вендский период

Органический мир. Период характеризуется хорошо сохранившимися окаменелостями в в Южной Австралии (эдиакариевая фауна), возраст их 600–535 млн лет. Здесь найдено свыше 1500 экземпляров остатков бесскелетных животных, в том числе медузы (13 видов), восьмилучевые кораллы (4 вида), черви (5 видов) и ряд организмов неясного систематического положения, напоминающие моллюсков и примитивных иглокожих. Остатки эдиакариевой фауны установлены также в ряде мест России (на берегу Белого моря), в Великобритании, Южной Африке. Кроме того, в отложениях верхнего протерозоя найдены трубочки червей-трубкожилов, погонофор, двустворчатые раковины ракообразных, а также сферические скелеты органического происхождения (сфероморфиды, акритархи и т. д.), принадлежавшие, вероятно, фораминиферам. Таким образом, в позднем протерозое существовали представители многих типов животного царства, однако все они практически не имели скелетных образований.

Из растительного царства известны остатки бактерий, грибов и водорослей, населявших в основном океанические бассейны. Возможно, что некоторые виды бактерий и грибов существовали и на суше. Наиболее важное значение среди растений имели сине-зеленые водоросли. Это было, вероятно, одно из первых растений, которое использовало солнечную энергию при образовании питательных веществ. Сине-зеленые водоросли (одно- и многоклеточные растения) расселялись колониями в относительно мелководных морских и пресных водоемах. В слизи колоний, вне клеток происходило отложение извести в виде известковых корочек, которые, разрастаясь, формировали известковые слоистые корки и желваки. Эти образования получили название строматолитов и онколитов.

Состав и строение отложений. Вендские отложения распространены более широко, чем предыдущие, они выходят за границы авлакогенов. Это темные глины с ленточной слоистостью и отпечатками водорослей. Иногда их выделяют как ламинаритовые слои (мощность 50–600 м). История геологического развития. Произошло окончательное соединение всех частей Гондваны, (от 620 до 500 млн лет назад). По-видимому, не случайно в вендском периоде впервые появляются ископаемые остатки многоклеточных животных. Начало венда совпадает с обширной трансгрессией, достигшей максимума в среднем кембрии. Крупные несогласия повсеместно прослеживаются между рифеем и вендом, а отложения кембрия часто постепенно сменяются вендскими. При отсутствии органических остатков провести границу между вендом и кембрием затруднительно. Многие исследователи считают, что венд нужно относить к фанерозое, но по решению ряда международных геологических конгрессов вендский период должен завершить протерозой. Так принято и в нашем учебно-методическом пособии, хотя более детальную палеогеодинамическую характеристику венда можно найти во многих работах.

Байкальская складчатость, проявившаяся на границе рифея и венда, явилась чрезвычайно важной вехой в истории развития Земли. Ее проявление привело к окончательному оформлению докембрийских платформ в известных в настоящее время границах. Байкальские складчатые области нарастили окраины древних континентов. Вероятно, к началу палеозоя площадь байкалид была во много раз больше площади современного их распространения. Обширные территории байкальской складчатости существовали в Сибири, Средней Азии, Западной Европе, Южной и Северной Африке. Впоследствии они были раздроблены, переработаны и сохранились лишь частично. Представляется, что в геологической истории Земли это была вторая по масштабам и значимости эпоха складчатости (после карельской). На это обращали внимание еще Н. С. Шатский и Г. Штилле.

Возникновение байкалид привело к дальнейшему наращиванию континентов, в результате к началу палеозоя в знакомых очертаниях оформились практически все известные на сегодня материки. Однако положение их в пространстве было иное. Наиболее вероятно — новое объединение тогдашних материков в два суперконтинента — Лавразию и Гондвану, разделенных океаническим пространством. Крупные морские бассейны находились, возможно, и внутри Лавразии, где они образовывали внутриконтинентальные моря.

Палеогеографические условия. Холодные полярные области, судя по находкам тиллитов, существовали в юго-западной Африке и Сибири (ранний, средний рифей), в Африке, Южной Америке, Австралии (поздний рифей) и Европе (поздний рифей – венд). Области теплого, влажного тропического и субтропического климата концентрировались вблизи побережий океана Тетиса. Судя по разновременности образования тиллитов, положение климатических зон в позднем протерозое менялось в пространстве. Наиболее устойчивыми полярные области были в районах Гондваны.

Характерным ландшафтом конца позднего протерозоя была пустынная континентальная равнина, чередующаяся с мелкосопочником. Равнины обрамлялись горными сооружениями. Океаны и моря были относительно мелководны с большим количеством островных архипелагов. В этих водных бассейнах концентрировалась органическая жизнь, тогда как на суше, за исключением отдельных колоний бактерий и грибов, ее еще не было.

Полезные ископаемые. С отложениями венда можно с большой натяжкой связать только залежи нефти и газа, однако в ряде случаев в трещиноватых породах кор выветривания встречаются небольшие по запасам промышленные скопления нефти (Северная Америка, Африка). В последнее время притоки углеводородов получены из рифейско-вендских комплексов Центральной Сибири. По данным А. А. Бакирова, к таким залежам приурочено лишь 0,1 % извлекаемых мировых запасов нефти и газа в целом.

Более подробно с темой данного раздела вы можете познакомиться в Интернете, зайдя на сайт интеллектуальной электронной библиотеки образовательных ресурсов России IQLIB: www.iqlib.ru и найдя там книгу: Лобковский Л.И. / Л.И. Лобковский, А.М.Никишин, В.Е. Хаин.– Современные проблемы геотектоники и геодинамики.– М.: Научный мир, 2004. Наиболее близка по теме Глава 7, разделы:
7.1. Основные этапы эволюции Земли.
7.1.1. Рождение планеты Земля и первая «догеологическая» стадия ее эволюции. Гадей (4,5–4,0 млрд лет назад).
7.1.2. Ранний архей (4,0–3,5 млрд лет назад). Становление протоконтинентальной коры.
7.1.3. Средний архей (3,5–3,0 млрд лет назад). Первые гранит-зеленокаменные области и становление эократонов.
7.1.4. Поздний архей (3,0–2,5 млрд лет назад). Тектоника плит вступает в свои права и образуется первый(?) суперконтинент.
7.1.5. Ранний протерозой (2,5–1,65 млрд лет назад). Распад первого и становление второго суперконтинента. Тектоника малых плит.
7.1.6. Средний протерозой (1,65–1,0 млрд лет назад). «Смутное время» в истории Земли — образование или возрождение суперконтинента Родиния.
7.1.7. Поздний протерозой и кембрий (1000–500 млн лет назад). Распад Родинии и образование Гондваны.


Материалы этого раздела отражают современную научную модель геологии. Если вы желаете самостоятельно обдумать все предложенные в этом разделе понятия геологии, настоятельно рекомендую ознакомиться с альтернативной точкой зрения на геологию и все естествознание в целом В.М. Дуничева (см. приложение 4), где материал, касающийся проблемы возникновения жизни на Земле, можно найти в Интернете по гиперссылке [www.science.sakhalin.ru/Geography/DVM/2003/2-1.html], материал альтернативной точки зрения на время образования Земли — по этой ссылке [www.science.sakhalin.ru/Geography/DVM/2003/3-1.html], материал по теме образования Земли как планеты — по этой ссылке [www.science.sakhalin.ru/Geography/DVM/2002/08.html]


Внимание! На контурной карте мира отметьте (оконтурьте) девять древних платформ и пять складчатых поясов. Контуры складчатых поясов закрасьте синим, т.к. эти территории были океанами. В пределах платформ выделите темно-розовым цветом щиты, а светло-розовым — плиты. Все выделенные структуры пронумеруйте сквозной нумерацией: римскими цифрами — платформы, арабскими — щиты и плиты. Складчатые пояса обозначьте буквами. Перечень и название структур см. Приложение 3 «Номенклатура тектонических структур на карте мира» или в методичке Самостоятельная работа студентов по дисциплинам географического цикла: Метод. рекомендации.– Иркутск: Изд-во Иркут. пед. ун-та, 2003.– С. 39–41.


Контрольные вопросы

1. Каков абсолютный возраст Земли как планеты по данным Л.И. Лобковского и др.?
2. Кратко осветите проблему образования Луны — спутника Земли.
3. В каком периоде существовала на Земле эдиакарская фауна и чем она знаменита?
4. Каковы различия между протоплатформами и древними платформами?
5. Стратиграфические подразделения докембрия.
6. Расскажите о проблемах возникновения жизни на Земле. Воспользуйтесь материалами и соображениями по этому вопросу В.М. Дуничева.
7. Каково геоисторическое значение события, произошедшего на границе рифея и венда?




 
© 2008–2011,   С.Н. Коваленко, кафедра географии ВСГАО. Все права защищены.