Эволюция осадочного процесса

 

           

Рис. 1 Содержание CO2 в атмосфере Земли в фанерозое  (по М. И. Будыко).

В связи с этим большой интерес представляет эксперимент американского биолога Р. Фарнелиуса, показавшего, что в атмосфере, содержащей 0,5 % CO2 (вместо 0,033 % в естественных условиях), темп роста кукурузы и подсолнечника увеличивается примерно в 10 раз. Подобное, по-видимому, происходило и в геологическом прошлом. Таким образом надо полагать, что только за счет снижения содержания углекислоты обстановка осадконакопления на планете в течение геологической истории существенно изменялась.

Высвобождение кислорода из углекислоты в результате жизнедеятельности зеленых растений способствовало постепенному его накоплению в атмосфере. Ультрафиолетовая солнечная радиация высокой энергии, воздействуя на молекулу кислорода (O2), вызывает образование двух атомов кислорода повышенной активности. Взаимодействуя с молекулой кислорода, они образуют озон (O3), который распространен в широком диапазоне высот, но максимальные концентрации приурочены к озоновому слою, расположенному на высоте 20—25 км над поверхностью Земли. Толщина озонового слоя непостоянна. Считалось, что она увеличивается, однако в 1979 г. было обнаружено, что количество озона над некоторыми участками планеты существенно сократилось, особенно это заметно над Антарктидой, где образовалась «озонная дыра» площадью почти 5 млн. км2 («Правда» 19.12.1987 г.) и имеется тенденция к ее увеличению.

Постепенное увеличение кислорода в атмосфере на протяжении фанерозоя обуславливало интенсификацию окислительных процессов и посредством этого влияло и влияет на эволюцию осадочного процесса.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2. Эволюция гидросферы

Гидросфера в настоящее время составляет 0,025 % массы Земли и покрывает 70,8 % поверхности земного шара. Она представляет собой совокупность океанов, морей, континентальных водоемов и ледяных покровов. В современную эпоху 98,3 % массы гидросферы приходится - на моря и океаны, 1.6 % —на материковые льды. Несомненно, что в иные геологические эпохи объем и количественные соотношения между различными формами гидросферы были иными. Полагают, что океаны, в очертаниях близких к современным, возникли 150—160 млн. лет назад. Протоокеаны существовали всегда — с момента появления воды и коры океанического типа, но имели иные границы распространения. Индикаторы самых древних —докембрийских и палеозойских океанов обнаружены на суше (А. П. Лисицин, 1980 г.).

Соленость природных вод весьма разнообразна, но в Мировом океане, составляющем основную часть гидросферы, она составляет в среднем 3,5% при вариации от 3,3 до 3,7%. Максимальная соленость наблюдается в зонах, тяготеющих к приэкваториальным засушливым областям континентов. В столбе океанической воды также наблюдаются небольшие колебания солености, с общей тенденцией к повышению минерализации с увеличением глубины. Воды рек, большинства озер, континентальные и морские льды имеют значительно меньшую соленость (табл. 2).

Таблица 2

Водоем	Катионы				Анионы			Сумма ионов
	Na+	К+	Mg2+	Са2+	СI-	НСО-	SO42 -
Река Енисей	1.1	0.4	4,0	19,3	2,6	73,2	4,0	104.6
Река Дунай	4.4	0.9	13,5	58,2	2,6	236	15.4	331.0
Мировой океан	10 760	387	1294	413	19 353	142	2712	35 000
Оз. Иссык-Куль	1475	1475	294	114	1585	240	2115	5823
Каспийское море	3112	76	732	326	5298	248	2881	12 670
Мертвое море	25 810	4450	23 220	7810	126 320	610	730	188 450

Концентрация ионов в водах естественных водоемов, мг/л

В связи с этим в прибрежных зонах морей, вблизи впадения крупных рек соленость вод также нередко бывает значительно ниже нормы. Повышенной соленостью отличаются некоторые водоемы, располагающиеся в областях жаркого засушливого климата (оз. Эльтон, Большое Соленое в США, лагуна Кара-Богаз-Гол, внутриконтинентальное Мертвое море).

Солевой состав морских и океанических вод в различных частях современного Мирового океана довольно постоянен. Состав основных ионов, содержащихся в водах континентальных водоемов такой же, как и в океанических (табл. 2), но количественные соотношения между ионами существенно отличаются. Минерализация и солевой состав вод континентальных водоемов в течение геологического и даже более коротких отрезков времени могут существенно изменяться в результате изменения климата, изоляции водоемов, притока вод иного состава, деятельности человека и т. д. Воды Мирового океана менее подвержены изменениям, но в течение геологического времени изменились и они.

Согласно существующим представлениям, гидросфера образовалась из водяных паров и газов, отделившихся при дегазации материала, выплавляемого из верхней мантии Земли. По представлениям академика А. П. Виноградова, первоначально воды были кислыми вследствие растворения в них газообразных HCI, HF, H2S, HBr, CO2 и других соединений, послуживших источником анионов CI- , F- , SO42- , НСОз- . В результате взаимодействия таких вод с горными породами Мировой океан постепенно пополнился катионами Na+, К+, Ca2+, Mg2+ и другими, менее распространенными. Постепенно к началу фанерозоя в значительной мере за счет понижения содержания углекислоты, реакция вод стала щелочной (по Н. М. Страхову). Существуют разные точки зрения о последующей эволюции вод океана, но большинство советских геологов считают, что уже к концу палеозоя — началу мезозоя солевой состав океанской воды был близок к современному. Состав растворенных в воде газов был, по-видимому, несколько иным. Была выше доля углекислого газа и несколько ниже — кислорода. Соленость Мирового океана в эти эпохи могла в небольших пределах колебаться хотя бы за счет оледенений, когда уровень воды в океанах понижался на 100—150 м, а значительная часть шельфа становилась сушей.

Температура вод Мирового океана тоже не оставалась постоянной. На этот счет существуют различные точки зрения. По данным исследования изотопов кислорода Е. К. Перри (Perry Е. С.) с соавторами (1978 г.), анализа изменения гравитационной постоянной Ф. Хойлем (Hoyle F., 1972 г.) температура океана 3—3,8 млрд. лет назад составляла около 100 °С, 2—3 млрд. лет — 70 °С, 1 млрд. лет — 40 °С. Начиная с палеозоя температура вод на поверхности стабилизировалась и составляла 30—40 °С [3].

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

3. Эволюция земной коры

Земная кора — верхняя часть литосферы — один из важнейших источников материала для формирования осадочных пород. Она состоит (снизу вверх) из базальтового, гранитного (включающего и метаморфические породы) и осадочного слоев.

Геологическое развитие Земли характеризуется направленностью и необратимостью всех геологических событий, в том числе и тектонических, которые привели к формированию современной сложной структуры литосферы. Узнаваемый русский тектонист В. Е. Хаин в 1973 году выделил этапы её развития:

1. Догеологический (4,6 - 4,5 млрд. лет);
2. Лунный: от образования земной коры до формирования гидросферы (4,5 - 4,0 млрд. лет);
3. Катархейский: появляется первичная континентальная литосфера, слагающая ядра будущих материков (4,0 - 3,5 млрд. лет);
4. Подзднеархейско - раннепротерозойский, либо раннегеосин-клинальный: образование протогеосинклиналей и первых платформ (3,5 - 2,0 млрд. лет);
5. Среднепротерозойский - раннерифейский, либо раннеплатформенный: консолидация первичной континентальной коры (2,0 - 1,4 млрд. лет);
6. Позднепротерозойский – палеозойский, либо геосинклинально-платформенный: обособление старых платформ и их развитие (1,4 - 0,2 млрд.лет);
7. Мезозойско-кайнозойский, либо континентально-океанический: оформление современных континентов, создание на палеозойских и раннемезозойских складчатых структур новых платформ; образование молодых океанов (0,2 млрд. лет) [5].

В геологическом развитии последних этапов истории Земли наблюдается определенная направленность: постоянно возрастает размер литосферы и верхней мантии, а также размеры устойчивых плит, несмотря на прослеживание противоположного процесса - океанизация за счет обрушения и развития туч материков.

В течение геологической истории земная кора поставляла осадочный материал различного состава. Первоначально основным источником осадочного материала были лавы и вулканический туф. Постепенно, по мере развития литосферы среди источников сноса появляются обломочные и хемогенные осадочные, метаморфические и биогенные осадочные породы. Появление новых источников сноса, смешивание материала на путях переноса, усложнение его состава, осадочная дифференциация, созревание и неоднократное переотложение являются важными факторами эволюции осадконакопления. Главная тенденция развития питающих провинций заключается в сокращении площади выхода основных эффузивов (базальтов) и увеличении площади осадочных пород. В связи с этим геохронологические тенденции изменения химического состава выражаются в уменьшении от этапа к этапу содержаний Na, Mg, Fe и AI и более сложное поведение Ca (уменьшение содержания до среднего протерозоя, а затем возрастание) и K (увеличение содержания до нижнего палеозоя, а затем снижение). Эти глобальные геохимические тенденции влияли на эволюцию состава осадков и химического состава вод Мирового океана. Роль древних осадочных пород как источника осадочного материала для молодых отложений возрастала в ходе времени, а значение эффузивов и гранитоидов постепенно снижалось на фанерозойском этапе.

В интервале 2000-1000 млн. лет на больших площадях формировались габбро-анортозитовые пояса и расслоенные интрузии основных пород.

 

 

 

 

 

 

4. Эволюция органического мира

Биосфера играет существенную роль в процессе эволюции осадкообразования. Начиная с протерозоя роль организмов в формировании осадков со временем все больше прогрессировала. Органический мир постепенно развивался, что знаменовалось появлением все более высокоорганизованных организмов. К настоящему времени на Земле существуют около 500 тыс. видов растений и до 1500 тыс. видов животных организмов (в том числе свыше 1000 тыс. насекомых). Вместе с развитием органического мира биосфера охватывала все новые пространства — прибрежные зоны морей, пелагиаль, поверхность прибрежной, а затем и внутриконтинентальной суши, внутренние водоемы, атмосферу и верхние толщи земной коры. Биосфера заселена неравномерно. Организмы обитают преимущественно в верхнем этаже гидросферы (примерно до глубины 100 м), на поверхности суши и в почвах, при этом в областях оледенения материков и в пустынях органическая жизнь угнетена и скудна.

Минеральные скелетные остатки и органическое вещество, представляющее собой продукты жизнедеятельности организмов— важные составные части осадочных пород. Биомасса, производимая организмами в течение геологической истории Земли, количественно существенно колебалась, но в целом, по-видимому, постепенно возрастала. По приближенной оценке академика А. П. Виноградова, органическая продукция  Мирового океана в современную эпоху составляет 8,9·1011 т/год (что соответствует примерно 2,5 кг/м2 водного зеркала), а растительности суши — 2·1010 т/год. По мере эволюции жизни менялись и продукты жизнедеятельности организмов, накапливающихся в осадках. Это обусловило появление и эволюцию целых групп пород—карбонатных, кремнистых, каустобиолитов и др.

Изменение вещественного состава и физико-химических параметров геосфер в течение геологической истории Земли стали приводными рычагами эволюции осадочного процесса на планете. С этой позиции весьма интересны материалы об изменении содержания главнейших элементов в осадочных толщах Северной Америки, опубликованные А. Энгелем (табл. 3).

Таблица 3

Химические компоненты	Криптозой		Фанерозой 0,6-0 млрд.лет
	Нижний докембрий 3,2-2,5 млрд. лет	Средний докембрий 2,5-1,8 млрд.лет
SiO2	66,0	62,2	58,8
АI2O3	14,5	14,1	13,6
Fe2O3	1,4	1,7	3,5
FeO	3,9	2,9	2,1
MgO	2,2	2,3	2,7
CaO	2,8	3,1	6,0
Na2O	3,0	2,8	1,2
K2O	1,4	2,6	2,9