Эволюция земной коры и верхней мантии

Изменение осадкообразования в связи с эволюцией жизни

Земля состоит из тонкой коры, мощной мантии и центрального ядра (из металлического железа с никелем). Под земной корой понимается верхний слой твердого тела Земли, расположенный выше сейсмической границы Мохоровичича. Кора имеет диссиметричное строение, мощность ее повышена в области континентов и понижена в районе океанов. Континентальная кора характеризуется средней мощностью 35 км. На основании геологических и петрографических данных выделен верхний слой, богатый гранитными породами, и нижний, который служит источником базальтовой магмы. На дне океанов, за исключением краевых частей, гранитный слой отсутствует и земная кора состоит только из базальтового слоя (рис. 13). Мощность океанической коры составляет 5—7 км.

Радиоактивный разогрев мантии, тектонические разрывы земной коры, вулканизм вызывали излияние базальтовых лав, переплавление осадочных пород, образование гранитов и гнейсов, выход на поверхность ювенильных паров и масс воды, газов, растворов. Образование гор, вулканизм, остывание лав, движение водных и воздушных масс, физико-химическое выветривание и растворение минералов магматических пород под воздействием углекислоты были первыми процессами образования осадочных пород.

Продолжительность стерильного периода в истории Земли оценивается временем, равным 1—2 млрд лет. Это был период первоначального абиотического образования механических и химических осадочных пород, толщ вулканических песков, известняков, кварцитов, кремниевых отложений сланцев. Мысль об эволюции биогенного осадкообразования была высказана в 1893 г. И. Вальтером. Но его идея практически не использовалась геологами.

юо.

Рис. 13. Схема строения земной коры (по В. А. Ковде, 1985).

В 1908 г. в труде В. И. Вернадского «Опыт описательной минералогии» содержались краткие указания на минералы, образовавшиеся благодаря жизнедеятельности организмов. Биосфера, по Вернадскому, — это «особая охваченная жизнью оболочка Земли». Ученый писал, что в биосфере «мы не можем различать два типа вещества — косное и живое», а должны рассматривать их как единое взаимосвязанное целое. На этой основе он показал огромную геологическую роль живого вещества: «На земной поверхности нет химической силы, более постоянно действующей, а потому и более могущественной по своим конечным целям, чем живые организмы, взятые в целом»; «все бытие земной коры, по крайней мере 90% по весу массы ее вещества, в своих существенных с геохимической точки зрения чертах обусловлено жизнью».

Советские геологи в 20—30-е гг. XX в. даже после работ В. И. Вернадского были увлечены физико-химическими концепциями литогенеза. Однако в последующий период развития наук приводились все новые и новые доказательства роли организмов и продуктов их жизнедеятельности в процессах осадконакопления, породообразования и их эволюции.

В трудах Н. М. Страхова, А. В. Лапо, Н. Н. Верзилина, А. Л. Яншина, А. В. Сидоренко, В. Г Кузнецова и др. изложена всесторонняя и хорошо обоснованная концепция литогенеза в осадочной оболочке Земли, происходящая под влиянием эволюции жизни. Наиболее достоверные следы эволюции осадочного породообразования связаны с влиянием эволюции организмов. В архее осадкообразование было одностадийным доломито-джеспелитовым с закисными формами первичного отложения поливалентных элементов. На дне акваторий осаждались джеспелиты, тонкослоистые илы, в которых слои кремнезема чередовались со слоями железистых минералов — сидеритом, лептохлоритом. В образованных из них породах массово присутствуют бактериальные структуры.

Начиная с середины протерозоя, с ростом общей биомассы все большее число химических элементов и соединений включалось в процессы метаболизма. Вначале влияние жизни было косвенным. Благодаря фотосинтезирующей деятельности растений повысился окислительновосстановительный потенциал, а реакция среды приблизилась к нейтральным значениям, что привело к снижению растворимости соединений Fe, Mn, Al, Си, Ni, Со, элементы стали перемещаться лишь в составе комплексных органических соединений или взвесей. Их осаждение происходило преимущественно в прибрежных районах в форме окиси. Доломиты образовывались биогенным путем за счет вноса вещества автотрофных бактерий в карбонатные осадки. Все более вытесняется и хемогенное образование СаС0₃. В протерозое осадочное породообразование приняло стадию двустадийного окисно-закисного-доломитоджеспилитового. Соединения железа, марганца и других элементов накапливались на дне водоемов в окисленной форме. Но в глубине осадка в присутствии разлагающегося органического вещества опять переходили в закисные соединения, формируя карбонаты, сульфаты, силикаты. Органическое вещество становится обязательным компонентом осадочных пород.

Позднее жизнь стала оказывать прямое влияние на процессы литогенеза, а эволюция состава породообразующих остатков организмов стала отражаться на изменении химических свойств осадков, минеральных и петрографических особенностях пород. Появляются новые типы пород (фосфориты, зоогенные известняки, биогенные кремнистые породы и др.). Хемогенное осаждение карбонатов и силикатов вытесняется биогенным. Диапазон осадкообразования все расширялся, и биогенным путем в осадки вовлекались все более растворимые соединения. В фанерозое из остатков древесных растений образовались каменные угли. Минеральное скелетообразование становилось основным фактором в образовании карбонатных и кремниевых пород. Организмы определяют не только состав, но и текстуру пород. Например, микробиальные маты, структуры становятся «матрицей» для осаждения карбонатов, фосфатов, сульфатов, что практически определяет конечный вид осадочной породы. Этап развития осадочного породообразования — начиная с кембрия и доныне — назван двустадийным закисно-окисным углисто-карбонатно-галогенным осадкообразованием, протекавшим под прямым воздействием живого вещества.

Осадочные породы установлены начиная с 3,8 млрд лет. На всех щитах открыты и изучены осадочные породы, в той или иной степени метаморфизированные. Ряд геологических эпох на нашей планете особенно богат остатками органического вещества: 2800—2600 млн лет назад, 2100—1700, 1000—900, 750—700, 650—550, 440—410, 350— 290, 190—170, 50—25 млн лет назад. Образования этих эпох известны геологам как черносланцевые и угленосные формации. Количество биогенного углерода в породах докембрия аналогично фанерозойным, но, учитывая его объем и продолжительность, его запасы во много раз больше, чем в толщах фанерозоя.

Масса органического углерода в докембрийских отложениях достигает 28 • 10¹⁵ т (по А. В. Сидоренко, В. А. Тенякову, 1986). Средний коэффициент фоссилизации органического вещества (отношение количества захороненного органического вещества к ежегодно продуцируемому) составляет 0,8%. Принимая эту величину коэффициента фоссилизации, получили начальную массу органического углерода — 35 • 10¹⁷ т. Общая масса континентальных осадочных пород оценивается величиной 14 • 10 ¹⁷ т. В расчетах использовано только содержание углерода, не единственного из химических элементов органического вещества; кроме того, не учтена потеря органики при метаморфизации пород. Отсюда можно прийти к выводу, что количество органического вещества синтезируемого в прошлых биосферах вполне соизмеримо и, возможно, равно массе осадочных пород планеты.

Изотопный состав осадочных сульфатов (³²S/³⁴S > 22) раннедокембрийских образований свидетельствует о том, что устойчивая кислородная атмосфера существует на Земле более 2 миллиардов лет. Основой фактов в изменении изотопного состава серосодержащих пород является восстановление сульфатов бактериями, которое приводит к увеличению содержания ³²S в сульфидах и увеличению содержания ³⁴S в остаточных сульфатах.