Хронологическая последовательность событий догеологической и геологической истории Земли

02.07.2018
Геохронология (от греч. гео — Земля, хронос — время и логос — наука) — наука о геологическом летоисчислении. Время играет чрезвычайно важную роль в геологии. Все другие науки, например, физика, химия, биология изучают предметы своих исследований в современном состоянии, а геология имеет дело в основном с процессами и их результатами прошедших эпох.

Функциональная связь времени и эволюции Земли пронизывает все аспекты геологии. Развитие и рост геологических познаний основываются на выявлении уникальных событий прошлого, установлении хронологической последовательности или одновременности отдельных событий, происходящих в прошлом в разных регионах, удаленных друг от друга и абсолютной длительности этих событий. Невозможно переоценить значение геохронологии для геологии как науки исторической. Приведем наиболее выразительные примеры. Открытие явлений палеомагнетизма и многократных инверсий геомагнитного поля через определенные промежутки времени позволили создать палеомагнитные шкалы, что явилось одним из веских доказательств гипотезы тектоники литосферных плит, которая в последние десятилетия заняла место парадигмы в геологии. Установление основных этапов тектономагматической активизации на фоне периодизации развития Земли дает основание для прогнозирования и поисков полезных ископаемых. Железные руды, золото, платина, уран — докембрий; уголь — карбон и юра; нефть — кембрий, олигоцен; марганец — рифей, девон, олигоцен.

Прежде чем перейти к геологической хронологии и описанию ее методов, следует коротко остановиться на общей последовательности событий в истории космического вещества и ранней истории Солнечной системы. Хронологическую последовательность важнейших естественно-исторических событий предложил Э.В. Соботович:

15 ± 4 млрд лет назад — начало формирования звезд первого поколения, образования в них первых ядер элементов за счет медленных процессов нейтронного захвата звезд (синтез в звездах продолжается и поныне);

12 ± 2 млрд лет назад — начало синтеза тяжелых и сверхтяжелых ядер (в том числе урана, тория и др.) в сверхновых звездах нового типа за счет быстрых процессов нейтронного захвата (начало формирования звезд второго и последующего поколения);

5 — 4,7 млрд лет назад — образование протосолнечной туманности, вспышка последней сверхновой в ее окрестностях, «заражение» вещества туманностей материалом, обладающим радиоактивностью;

4,7 — 4,6 млрд лет назад — дифференциация вещества наружных частей планет, консолидировавшихся из материала, обогащенного радиоактивностью.

Известно, что в истории развития самой Земли выделяют два крупных этапа: догеологический — образование Земли как планеты Солнечной системы, достоверных сведений о котором очень мало, и геологический, начавшийся около 4,6 млрд лет назад, именно с момента возникновения горных пород, которые являются, в определенной степени, документальным подтверждением истории Земли и доступны для анализов обычными геологическими методами.

Энергетические процессы, возникшие еще в догеологический этап, продолжались. Вещество, из которого сформировалась наша планета, было неоднородным, а его аккреция проходила не менее чем в два этапа. По мнению Г.В. Войткевича, в ранний этап основную роль играли Fe и FeS, образовавшие ядро планеты; в поздний — в связи с изменением состава протосолнечного диска, главное значение имели Si, Ca, Al с примесью Fe, Ni, Na, К, С и льда, образовавших мощную мантию. Вслед за аккрецией произошла вспышка выделения тепловой энергии, в результате чего верхняя часть мантии расплавилась до глубины 500—700 км, причем очаги этого плавления были локальными, при сохранении основной массы вещества в консолидированном состоянии.

Образование обширных очагов плавления привело к процессам дифференциации вещества мантии и, как считал А.Е. Михайлов, в этот период в интервал от 4,9 до 3,9 млрд лет назад могла возникнуть расслоенность в верхней части планеты и произойти обособление ультраосновной магмы (впоследствии верхней мантии перидотитового состава), базальтовой и андезито-дацитовой магм, давших начало базальтовому слою и гранодиоритам, тоналитам (впоследствии «серым гнейсам»). Такой механизм дифференциации был подтвержден экспериментальными данными А.П. Виноградова и получил название зонной плавки, процесс которой был смоделирован в лабораторных условиях. По его расчетам, большие разности температур на границах зоны расплавления определяют механически неустойчивое состояние расплава, в котором в результате конвекции перегретые нижние участки расплава, поступая в верхнюю часть, будут переносить тепло, расплавляющее вещество, находящееся над очагом. А внизу вещество, поступившее сверху, начнет остывать и кристаллизоваться. Наиболее легкоплавкие элементы пойдут наверх и будут скапливаться в одном месте.

Жидкое состояние внешнего ядра нашей планеты связано с присутствием в нем серы. При прочих равных условиях температура плавления сернистого железа значительно ниже, чем температура плавления железа и вещества мантии. Так, при давлении 6*10в9 Па температура плавления системы (эвтектики) Fe — FeS равна 990°С, для чистого железа — 1610°С, пиролита — 1310°С.

Плавление верхних частей мантии подтверждается слоисто-концентрическим строением нашей планеты. Зонная плавка привела к постепенному выплавлению базальтового вещества из мантийного материала и его возгонки к поверхности Земли, в результате чего начал формироваться первоначальный «базальтовый» слой коры. По современным представлениям, базальтовая магма образовалась путем селективного плавления перидотита мантии на глубинах 75—100 км. Состав магмы постепенно меняется по пути к поверхности или выравнивается в близкоповерхностных («промежуточных») камерах. Основной объем первичных базальтов образовался в интервале 4,5—3,8 млрд лет. На поверхности планеты сформировались первичные вулканно-плутонические кольцевые структуры, заполненные базальтовой магмой, с которыми соседствовали многочисленные метеоритные кратеры, образовавшиеся от удара о поверхность Земли падающих метеоритов.

Рельеф Земли в те времена очень напоминал современную панораму Луны, которая, как известно, из-за отсутствия на ней атмосферы и гидросферы сохранилась в первичном состоянии. Вулканноплутонические структуры на поверхности Земли сохранились кое-где до сих пор. К ним Е.В. Павловский относит чашеобразные отрицательные структуры сутамской серии юга Алданского щита Сибирской платформы. Попигайский кратер на севере Восточной Сибири, имеющий диаметр более 80 км и считавшийся эталоном ударных структур, теперь рассматривается с иных позиций. По мнению В.И. Ваганова и А.И. Трухолева, Попигайский комплекс пород образовался в результате флюидизационно-эксклюзивной деятельности. Брекчии и тагамиты представляют собой игнимбритовые и пирокластические покровы, возникавшие при периодических взрывах криптовулканов, выбрасывавших подвижные потоки, заполнявшие понижения древнего рельефа и впоследствии спекшиеся в мощную толщу без резких литологических границ. Расплавы возникли при плавлении корового субстрата под действием потоков глубинного тепла и флюидов. Этот механизм образования Попигайской структуры подвержен данными бурения, обнаружившим брекчии на глубине более 1 км.

Источников разогрева и плавления верхней части мантии, по-видимому, было несколько: тепло распада радиоактивных элементов, бомбардировка Земли метеоритами и энергия гравитационного сжатия.

Энергетические ресурсы Луны, по мнению А.П. Виноградова, иссякли довольно быстро: 3—3,5 млрд лет назад в результате выноса почти всего урана из недр ее на поверхность вулканические и магматические процессы прекратились. Земля переживала дальнейшую эволюцию, а Луна за последние 3—3,5 млрд лет мало изменилась, являясь как бы прообразом нашей Земли в начале ее геологической истории. По предложению А.П. Павлова, этот период жизни Земли выделяют как лунную стадию (4,6—4 млрд лет). Представление об этой ситуации и детальное рассмотрение древних структур Земли этого периода изложены в работах М.В. Муратова, а затем Е.В. Павловского и М.З. Глуховского, М.И. Кузьмина и др.

Итак, до 4,2—4,0 млрд лет процесс развития Земли и других планет земной группы был одинаков. А на рубеже в 4,0 млрд лет своеобразие эволюции Земли выразилось в формировании континентальной коры.

Вторым по времени образования после базальтовой коры (базальтового слоя) является формирование первичной континентальной коры (протоконтинентальной), которая отличается от современной, слагающей фундамент континентальных платформ, меньшим содержанием кремнезема и щелочей, особенно K2O. Остатки этой протоконтинентальной коры представлены комплексом серых гнейсов, составляющих от 70 до 85 % ее объема и развившихся за счет первичных гранодиоритов и тоналитов. Исходной для их образования была магма андезитдацитового состава, не содержащая калия. Определения возраста серых гнейсов выполнены по изотопам редких элементов почти для всех континентов. Древнейшими породами на Земле пока считаются обломочные породы п-ва Исуа, имеющие возраст 3,76 млрд лет. Породы, возраст которых составляет 3,8 млрд лет, найдены учеными из Иркутского научно-исследовательского института Земной коры: в Якутии (на Западном Алдане и Анабарском массиве), на южном берегу оз. Байкал (Шарыжалгайский выступ). Находки обломочных цирконов с возрастом 4,1—4,2 млрд лет, включенных в архейские песчаники, образовавшиеся 2,8 млрд лет назад в Западной Австралии, позволяют говорить о начале формирования протокоры в это время, но самих пород древнее 4,0 млрд лет пока не обнаружено. Поэтому границу формирования первичной континентальной коры нужно принимать в 4,0 млрд лет.

Серые гнейсы образовали куполовидные (овальные) структуры, размер которых в поперечнике изменялся от нескольких до сотен километров — различные массивы, штоки. Такие характерные структуры сохранились на Кольском п-ве, в Карелии, Сибири, Африке, в древних комплексах Северной Америки (район оз. Верхнего). Их называют овоидами или нуклеодами, поэтому Е.В. Петровский предложил называть эту стадию нуклеарной.

Во многих областях развития серых гнейсов обнаружены и другие, одновозрастные или более молодые породы с иными минеральными ассоциациями: микроклиновые очковые гнейсы Западной Гренландии, возрастом 3,7—3,6 млрд лет, рвущие тоналиты и толщи железистых кварцитов возрастом 3,76 млрд лет, развитые по первоначальным базальтам. Есть еще древнейшие породы возрастом 3,8 млрд лет в районе Файл Хилле в Восточной Алтарктиде. Здесь, как описывает автор, кварц — полевошпат — пироксеновые гнейсы, составляющие до 60 % объема пород, развились по первичным изверженным породам, имеющим состав от гранитов до тоналитов, и, по-видимому, представляющие древнейшую континентальную кору, возникшую на мафическом субстрате.

Облик нашей планеты к границе 3,5 млрд лет значительно приблизился к современному. Земля к тому времени должна была обладать ядром, мантией и корой двух типов — океанической и прото-континентальной. Кроме того, должна была существовать водная и газовая оболочки. Основное значение в появлении атмосферы и гидросферы имела дегазация мантийного вещества, происходящая одновременно с выплавлением базальтового слоя земной коры. В истории накопления атмосферы намечаются два этапа: бескислородный и кислородный с одновременным убыванием первичного CO2 и увеличением количества азота и кислорода, что является следствием развития биосферы.

Как указывал Л.И. Салоп, начальная атмосфера была очень плотной, бескислородной, горячей и состояла в основном из паров воды и углекислого газа. Такой состав атмосферы создавал сильный парниковый эффект, шли, по-видимому, горячие дожди, представляющие собой растворы угольной и других сильных кислот (НС1, HF, H2SO4).

А.Е. Михайлов приводит такие цифры изменения температуры у поверхности Земли. С рубежа 3,8 млрд лет до современности средняя годовая температура снизилась с 90— 150 до + 14°С. Для геологической истории особое значение имеет рубеж 3,3 — 3,2 млрд лет, когда температура атмосферы составляла +70°С, появились постоянные водные бассейны с температурой воды ниже 100°С и началось неуклонное увеличение водной оболочки на поверхности Земли. О существовании периодически возникавших мелководных бассейнов горячих ювенильных вод в период от 3,8 до 3,2 млрд лет указывают обломочные породы серии Исуа (Западная Гренландия), имеющие возраст 3,76 млрд лет со следами явной сортировки в морской воде.

На рубеже 3,2—3,1 млрд лет в первичных водоемах появились первые фотосинтезирующие синезеленые водоросли, а позже (3,1—3,0 млрд лет) стали накапливаться продукты их деятельности — строматолиты. Жизнедеятельность организмов в постоянных водных бассейнах привела к увеличению свободного кислорода в атмосфере.

Горячая вода первых бассейнов с резко выраженным кислым составом в результате осаждения CaCO3, CaSO4*nН2O и др. солей, а также привноса щелочей (Na, К) стала близка к нейтральной (pH = 7). В процессе распреснения воды происходило и увеличение ее объема за счет поступления из недр при вулканических процессах. Уровень Мирового океана на протяжении геологической истории Земли менялся в широких пределах: в меловом периоде активной вулканической деятельности уровень был на 200—300 м выше современного, а в эпоху максимального четвертичного оледенения опускался на 90—100 м. Ho общий подъем уровня океана продолжается и в наши дни со скоростью 2—3 мм в год.

Дальнейшая история Земли, по В.П. Гаврилову и В.Е. Хайну, делится на две большие мегастадии: протоокеаническая (3,5—1,8 млрд лет) и океано-континентальная (1,8—1,6 млрд лет и по настоящее время). Границей между этими мегастадиями может служить появление офиолитов — комплекса пород древней океанической коры в складчатых областях.

Тектоника литосферных плит проявилась, по представлениям В.Е. Хайна, не позднее 3,5—3,0 млрд лет назад. Древние прогибы, так называемые зеленокаменные пояса, могли развиваться в процессе рифтогенеза. Их объединяет общность основных признаков: залегание на эродированной поверхности серых гнейсов с базальтовыми конгломератами в основании, синклинальным строением и присутствием среди них многочисленных массивов калиевых гранитов. В стратиграфических разрезах поясов выделяются два комплекса: в нижнем преобладают толеитовые базальты и высокомагнезиальные базиты и ультрабазиты (коматииты) с силлами и дайками тех же пород, т. е. «протоофиолиты». Верхний комплекс сложен породами, аналогичными известково-щелочным сериям молодых вулканических дуг с пачками железистых кварцитов и конгломератов, накопившихся в водной среде. Офиолиты в интервале 1,65—1(0,85) млрд лет присутствуют на территории Восточного Китая («голубые» сланцы — метаморфиты низких температур и давлений), южной Монголии, Урала, Средней Азии, вулкано-плутонических поясов Прибайкалья и Скандинавии. Зеленокаменные пояса разделялись обширными массивами гранито-гнейсов, образующими хорошо выраженные округлые и овальные купола с крутыми контактами и пологой кровлей. Внедрялись эти ранние калиевые граниты либо в толщу серых гнейсов, либо в комплексы пород зеленокаменных поясов. Co временем возрастают их объемы и щелочность: появились в массовом количестве щелочные граниты, граносиениты и сиениты.

В итоге к рубежу 2,6 млрд лет образовались обширные гранит-зеленокаменные пояса, обусловившие увеличение мощности (за счет базальтов приблизительно на 150 км) и консолидацию древней архейской коры.

Начиная с верхнего рифея (1—0,85 млрд лет) на всех континентах прослеживаются следы движения тектонических плит: офиолиты, вулканические дуги, вулкано-плутонические пояса, глаукофановые сланцы.

Протоокеаническая мегастадия началась с момента проявления движения литосферных плит около 3,5 млрд лет назад. Первородная оболочка литосферы в процессе активной деструкции начала разрушаться, появились первые рифтовые зоны — континентального рифтинга и зоны поддвига с расколом плит и с раскрытием и закрытием океанических впадин. Континентов, как геологических структур литосферы в явно выраженном виде, тогда еще не существовало. Поэтому эту мегастадию (3,5—1,6 млрд лет) можно рассматривать как протоокеаническую.

М.И. Кузьмин приводит следующие объяснения возникновения континентального и океанского полушарий. Предположительно, к концу архея прошло объединение отдельных гранит-зеленокаменных областей вплоть до образования единого суперконтинента Пангеи. В конце архея сформировалась коренная диссимметрия приповерхностной части Земли: образовались не только Пангея, но и Пан-таласса — океанская часть нашей планеты. Разделение Земли на океанское и континентальное полушария произошло в результате эволюции мантийной конвекции. Если в доархее она была хаотической, в архее — многоячейковой верхнемантийной, в конце архея — общемантийной одноячейковой. В результате континентальное полушарие стало располагаться над ее нисходящими ветвями, а океанское — над восходящими.

Океано-континентальная мегастадия — период геологической истории Земли с 1,6 млрд лет и поныне. С конца раннего протерозоя появляются первые континенты как геологические структуры литосферы. Состоят они из древних платформ, которые с конца протерозоя наращивают свою площадь за счет складчатых поясов, формирующихся, вероятно, на месте островодужных поднятий.

Вся дальнейшая геологическая история происходит на фоне глобальной тектоники плит: распад континентов сопровождается возникновением океанов, на месте которых возникают новые континенты (так называемый цикл Вильсона), т е. процесс геологического развития на океано-континентальной мегастадии имеет эволюционно-циклический характер.

Результатом тектонической активности Земли является естественная периодизация ее геологической истории. Последовательные тек-тономагматические эпохи служат рубежами, разделяющими естественно-исторические этапы геологической эволюции Земли. Поэтому в составе протоокеанической мегастадии можно выделить архейско-раннепротерозойский этап, а в составе океано-континентальной стадии — позднепротерозойский (байкальский), раннепалеозойский (каледонский), позднепалеозойский (киммерийский) и кайнозойский (альпийский) этапы. Вся геологическая история отражена в современной стратиграфической (геохронологической) шкале, опубликованной для нашей страны Межведомственным стратиграфическим комитетом в 1992 г. Прежде чем перейти к описанию ее соподчиненных стратиграфических (стратонов) и временных единиц, следует остановиться на методах определения относительного и абсолютного возраста горных пород.