Выделяющийся при таких процессах водяной пар насыщается кремнеземом, щелочами и летучими компонентами из пород океанической коры, в том числе рядом веществ, концентрировавшихся при образовании осадочных пород. Вследствие перегрева этого пара в нем развивается более высокое давление, чем в окружающих породах, и он поднимается вверх, пропитывая и прогревая вышележащие породы. Вследствие насыщения водой температуры плавления последних снижаются, а поскольку с паром в них поступают кремнезем и щелочи, это создает условия для развития типичного андезитового и кислого магматизма зон Заварицкого-Беньофа.
Рис. 26. Распределение температуры в плите окенической литосферы толщиной 80 км, заглубляющейся в мантию со скоростью 8 см/год, по расчету М. Токсёза, Дж. Минеара и Б. Джулиана (1971 г.).
По мере дальнейшего заглубления плиты при ее прогреве выше 700° С (на глубинах больше 80-100 км) все осадочные и базальтовые породы океанической коры расплавляются и, выжимаясь наверх вместе с выделившимися из третьего слоя коры флюидами, формируют в коре вышележащей плиты, по-видимому, все породы гранитно-метаморфического и базальтового слоев, превращающих эту кору в континентальную. В продолжающей заглубляться плите от океанической коры остаются лишь оливины и окислы железа, никеля, хрома и марганца. Вычтя эти вещества из состава серпентинитов третьего слоя океанической коры и сложив остаток с составами базальтов второго_слоя и океанических осадков в пропорциях ρ 3h3: ρ 2h2: ρ 1h1 (где ρ 3=3, ρ 2=2.8 и ρ 1=2 г/см3 - плотности пород этих слоев, а h3=4.5, h2=1.5 и h1=0.5 км - их толщины), О. Г. Сорохтин, Л. В. Дмитриев и Г. Б. Удинцев [36] получили состав континентальной коры, очень близкий к известному но геологическим данным (см. с. 23).
Дополнительным аргументом в пользу изложенных представлений об образовании континентальной коры может служить следующий расчет тех же авторов [23, 36]. При суммарной длине всех зон Заварицкого-Беньофа 60000 км, средней скорости заглубления океанических плит 5 см/год, суммарной толщине океанической коры 6.5 км и ее средней плотности 2.88 г/см3 за год в мантию заглубляется около 56 млрд. т вещества океанической коры. Если раньше этот процесс происходил медленнее, в среднем, скажем, на 25%, то за 4.5 млрд. лет геологической истории Земли через зоны Заварицкого-Беньофа прошло 1.9-108 триллионов т океанической коры. Вычтя отсюда тугоплавкую часть третьего слоя, по изложенному выше расчету [36] составляющую около 3/4 всей массы океанической коры, убеждаемся, что на образование континентальной коры могло пойти около 4.8·107 триллионов т вещества - приблизительно вдвое больше всей ее современной массы. Таким образом, выделение летучих и легкоплавких компонент океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа оказывается, более чем достаточно эффективным механизмом образования континентальной коры: по нашему расчету, на образование последней уходит лишь половина легкоплавких компонент (другая половина остается в мантии).
Изложенный механизм образования континентальной коры дает объяснение концентрированию в ней (особенно в гранитах) ряда веществ из состава летучих и легкоплавких компонент океанической коры, в том числе урана, тория и щелочей: например, окиси калия (К20) в континентальной коре 2.9%, тогда как в современной мантии ее содержание в 100-1000 раз меньше! Первичное концентрирование калия происходит, по-видимому, при образовании глубоководных океанических осадков - илов и глин, поглощающих калий из морской воды, причем он входит в состав гидрослюды. В современных глубоководных осадках содержание К20 достигает 2-3%, а раньше, когда вынос калия из мантии был более высоким - см. рис. 17, 3, - его было больше и в осадках (в водных алюмосиликатах - глауконитах среднего протерозоя было до 10% К2O, а к концу протерозоя эта концентрация упала до 7%; в глинах Русской платформы она уменьшилась с 4% в рифее до 2.6% в кайнозое).
При заглублении океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа гидрослюда теряет воду и превращается в обычную белую слюду - мусковит; последний в присутствии свободного кремнезема разлагается, выделяя калиевый полевой шпат - ортоклаз:
KAl3Si3O10(OH)2 + SiO2 →
KAlSi3O8 +
Al2SiO6 + H2O.
Мусковит
Ортоклаз
Андалузит
При температурах выше 700° ортоклаз легко переходит в расплавы и уходит из зон Заварицкого-Беньофа вверх, в образующуюся континентальную кору (О. Г. Сорохтин [23]).
Перейдем теперь к рассмотрению метаморфических пород, образующихся из осадочных и изверженных пород в результате изменения их минерального состава под действием высоких давлений и температур в глубоких слоях земной коры (до температур 600-700°, давлений 10-12 тыс. атм. и глубин 30-40 км; глубже ряд пород уже плавится).
Метаморфизм, по-видимому, особенно широко развит в зонах Заварицкого-Беньофа - в заглубляющихся в мантию океанических плитах и в погружающихся из-за своего веса толщах осадков краевых морей (метаморфизм погружения), а также в породах над заглубляющимися океаническими плитами (в частности, контактный метаморфизм вблизи внедряющихся снизу раскаленных магматических тел - огромных гранитных и гранодиоритовых батолитов площадью свыше 100 км2 и мощностью до 10-30 км, меньших по площади штоков, менее мощных котлообразных лополитов, грибообразных внедрений между слоями пород - лакколитов, внедрений с параллельными невозмущенным слоям границами - силлов и столбчатых интрузий с пересекающими слои границами - даек).
П. Эскола ввел понятие о метаморфических фациях - сериях минеральных ассоциаций, образующихся и сохраняющих равновесие в определенных интервалах давлений и температур и отражающих постоянные соотношения между химическим и минеральным составом пород. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями, показаны на рис. 27. При росте давления и температуры, скажем, со средним геотермическим градиентом 30°/км последовательно образуются следующие фации:
1) цеолитовая (ряд алюмогидросиликатов, включая анальцим, натролит, хейландит и хабазит, в ассоциациях со светлыми слюдами мусковитом и хлоритом и с кварцем),
2) зеленосланцевая (слюда - хлорит, алюмосиликат - эпидот, амфибол - актинолит, натриевый полевой шпат - альбит; иногда выделяют более высокую стадию метаморфизма - эпидот-альбитовую фацию),
3) амфиболитовая (амфибол - роговая обманка, полевой шпат - плагиоклаз, гранат, слюда - биотит),
4) гранулитовая (пироксены, кальциевый плагиоклаз - анортит),
5) наиболее глубинная эклогитовая (пироксены и гранаты). При низких температурах с ростом давления за цеолитами следует фация голубых сланцев (голубой амфибол - глаукофан, лавсонит, гранат и др.). При низких давлениях с ростом температуры (контактный метаморфизм) за цеолитами следует фация роговообманковых роговиков (роговая обманка, плагиоклаз, пироксен диопсид) и затем фация пироксеновых роговиков (пироксены диопсид и гиперстен, плагиоклаз и др.).
Рис. 27. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями.
Метаморфические породы образуются в глубинах земной коры, но в результате тектонических движений и размыва вышележащих слоев они могут обнажиться на поверхности Земли. Примером служат упоминавшиеся в главе 2 при описании геосинклинальных процессов офиолитовые ассоциации пород, встречающиеся в эвгеосинклиналъных (т. е. полностью геосинклинальных) зонах. Их местоположение показано на тектонической карте мира (рис. 4). В СССР они встречаются на Урале, Кавказе, в Центрально-Азиатском складчатом поясе, на Сихотэ-Алине и Камчатке. Офиолитовые ассоциации представляют собой чередование глубоководных кремнистых осадков (часто с радиоляриями), подводных подушечных диабазо-спилитовых лав и интрузий основного и ультраосновного состава обычно в состоянии метаморфизма зеленосланцевой, а иногда даже амфиболитовой фации. Офиолитовые ассоциации пород до составу и строению вполне аналогичны океанической коре. Академик А. В. Пейве [37, 38] показал, что они могут рассматриваться как остатки древней океанической коры зон Заварицкого-Беньофа. С офиолитами обычно ассоциируются также метаморфические породы фации голубых сланцев, образовавшиеся из осадков при низких температурах, но высоких давлениях в условиях сжатия зон Заварицкого-Беньофа.
Крайней степенью метаморфизма является частичное плавление породы, начинающееся при возрастании температуры, естественно, с самых легкоплавких минералов или с их эвтектических смесей, если таковые имеются в породе (эвтектической называется смесь, температура плавления которой ниже, чем у всех составных частей смеси no-отдельности). Такой начальный этап частичного плавления породы называется анатексисом. На треугольной диаграмме рис. 28, а показаны температуры затвердевания расплавов из кремнезема SiO2, калиевого полевого шпата KAlSi3O8 и альбита NaAlSi3O8 при давлении водяного пара в тысячу атмосфер и различных соотношениях этих трех составных частей (на треугольной диаграмме прямые, параллельные одной из сторон, суть линии постоянной концентрации составной части, соответствующей противоположной вершине, причем концентрация убывает при удалении от вершины пропорционально расстоянию от нее - от единицы в вершине до нуля на противолежащей стороне). В центре треугольника, где концентрации всех трех составных частей одинаковы, у рассматриваемой смеси температура давления минимальна (равна 700°С); это - эвтектическая точка.
Рис. 28. Температуры затвердевания расплавов из SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O8 при давлении водяного пара в 1000 ат. (а) и изолинии распространенности гранитов с различными соотношениями SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O8 (б).
На рис. 28, б на той же треугольной диаграмме даны изолинии распространенности гранитов соответствующего состава; 90% гранитов попадают здесь в черное пятно около эвтектической точки. Сопоставление с рис. 28, а показывает, что соответствующая магма должна была образоваться при анатексисе пород, содержавших приблизительно одинаковые количества SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O 8, при температурах выше 700° С. В породах коры над зонами Заварицкого-Беньофа анатексис может вызываться их пропитыванием попадающими в них снизу горячими насыщенными кремнеземом и щелочами флюидами (возможно также разогревание пород при химических реакциях с тепловыделением, таких, как реакция Al2SiO5+5SiO2+2KOH → 2KAlSi3O8+H2O+78.5 кал.). Явления, происходящие в зонах глубинного метаморфизма при участии возникающих вследствие анатексиса расплавов, называются гранитизацией пород. Такие расплавы обладают большой вязкостью и, как правило, редко доходят до поверхности коры, т. е. при застывании обычно образуют плутонические, а не вулканические породы. Геологи отмечают, что гранитно-метаморфический слой в кристаллическом фундаменте континентов сложен, по-видимому, преимущественно не настоящими гранитами, а сланцеватыми кислыми гнейсами явно метаморфического происхождения, и что многие крупные гранитные тела - батолиты - обнаруживают проявления метаморфизма и не имеют вулканических эквивалентов.
Процессы метаморфизма, а затем и плавления пород в плитах океанической литосферы, заглубляющихся в мантию, и пород над этими плитами должны создавать специфическую геохимическую зональность изверженных пород в коре над зонами Заварицкого-Беньофа - их закономерное изменение с расстоянием от соответствующих глубоководных океанических желобов. Уже на малых расстояниях происходит десерпентинизация гипербазитов третьего слоя заглубляющейся океанической коры, так что содержание воды, кремнезема и летучих веществ в вулканических продуктах здесь максимально, а дальше оно убывает. Наоборот, содержание веществ, освобождающихся из океанической коры лишь на высоких ступенях метаморфизма, с расстоянием должно увеличиваться; это относится, в частности, к калию, приобретающему подвижность лишь в результате наиболее высокотемпературных процессов разложения мусковита. Эти закономерности получают хорошее подтверждение в данных по вулканам Курильских островов: в их продуктах содержание Н2О, SiO2 и летучих веществ с удалением от желоба убывает, а содержание калия и отношение K2O/Na2O возрастают.
Геологами установлено следующее чередование рудных полезных ископаемых в геосинклинальных зонах Восточной Азии. В эвгеосинклиналях с офиолитовыми ассоциациями встречаются медь, золото, хром, никель, платина. В зоне интенсивного андезитового вулканизма сначала идет подзона с гранитными и гранодиоритовыми батолитами и месторождениями золота, свинца, олова, а часто и молибдена, а затем подзона с мелкими гранитными интрузиями и месторождениями редких металлов, полиметаллов, олова и вольфрама. Наконец, в зоне щелочного магматизма обнаруживаются месторождения редких элементов. Отметим, что предположение о связи зональности полезных ископаемых Тихоокеанского пояса с процессами в зонах пододвигания океанической коры под континент высказывалось советским геологом С. С. Смирновым еще в 30-х годах текущего столетия.
Переработка осадочных пород океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа замыкает цикл выветривание → снос → осадкообразование → заглубление → метаморфизм → мазматизм → выветривание, через который могла проходить (может быть, даже многократно) значительная доля материала континентальной коры. Прохождение через такие циклы должно было уравнивать средние составы изверженных и осадочно-метаморфических пород; и действительно, А. Б. Ронов обнаружил, что при одинаковом содержании кремнезема в породах этих двух типов оказывается одинаковым также и содержание глинозема (рис. 29); график показывает, что переход от основных пород к кислым происходил еще при осадкообразовании. Однако в этих циклах осуществлялась, наоборот, резкая дифференциация различных составных частей пород и образовывались, нередко при участии живых организмов, местные концентрации ряда веществ. Таким образом, возникала и росла неоднородность земной коры.
Рис. 29. Зависимость алюмокремниевого модуля Al2O3/SiO2 от содержания SiO2 у изверженных и осадочно-метаморфических пород по А. Р. Ронову.
Итак, по изложенным представлениям, континентальная кора формируется путем переработки океанической; океаническая же кора образуется путем выплавки легкоплавких компонент из мантии, что, стало быть, и является первичным процессом образования и роста земной коры. Поэтому эволюция суммарного состава коры должна следовать за эволюцией состава мантии. В последней, как указывалось в конце главы 4, главным процессом было постепенное обогащение кремнеземом, остающимся после распада фаялита на границе ядра и перехода железа в ядро. Первичная мантия была недонасыщена кремнеземом, и выплавки из нее образовали катархейскую кору из основных пород (вероятно, анортозитов, состоящих в основном из кальциевого полевого шпата-анортита) со включениями гипербазитов. Продукты их разрушения составляют 60% в осадочных породах нижнего архея возрастом 3.5-3 млрд. лет - см. рис. 30 (еще 20% в них составляют продукты разрушения андезитовых пород - граувакки, 15% - разрушенные метаморфические амфиболитовые породы, остальное - кварциты). В архее с ростом содержания кремнезема в мантии, по-видимому, появились клинопироксены - авгиты и диопсиды; к концу архея из мантии уже могли выплавляться щелочные базальты.
Рис. 30. Докембрийская эволюция состава осадочных пород по А. И. Тугаринову и Г. В. Войткевичу [13]. 1 - железистые кварциты; 2 - карбонаты; 3 - амфиболитовые сланцы и глины; 4 - кварциты, конгломераты; 5 - граувакки; 6 - продукты разрушения основных и ультраосновных изверженных пород.
В нижнем протерозое осуществлялся ряд важных геохимических процессов:
1) с дальнейшим ростом содержания кремнезема в мантии появились ромбические пироксены энстатит-гиперстенового ряда, а из мантии начали выплавляться толеитовые базальты;
2) уровень океана поднялся выше срединно-океанических хребтов, стала осуществляться полная серпентинизация гипербазитов третьего слоя океанической коры, и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков;
3) произошло массовое выпадение железистых кварцитов - джеспилитов;
4) появились осадочные толщи, по составу близкие к гранитам, - кварциты, кварц-биотитовые и амфибол-биотитовые сланцы, гранат-пироксеновые и гранат-кордиеритовые гнейсы;
5) появились первые настоящие андезитовые лавы (обнаруженные в Карелии);
6) вслед за широким развитием карбонатных осадков появились первые щелочные интрузии (нефелин-сиенитового и граносиенитового состава) и близкие к ним по типу граниты рапакиви. В осадочных породах нижнего протерозоя, возраст которых 2.6-1.9 млрд. лет (рис. 30), разрушенных эффузивов и граувакков уже только 25%; амфиболовые сланцы и глины, по составу близкие к гранитам, выходят на первое место - 35%; железистые кварциты, а также конгломераты и пески дают по 15%, и 10% составляют карбонаты.
В начале среднего протерозоя, когда вся океаническая кора уже приобрела современный характер с полностью сорпентинизированным третьим слоем, земную кору охватила широкая волна всеобщего метаморфизма, породившая крупнейшие плутоны гранитоидов и чарнокиты (см. главу 2). В осадочных породах среднего и верхнего протерозоя, возраст которых 1.9-0.6 млрд. лет, доминируют уже продукты разрушения метаморфических пород - амфиболиты и глины, конгломераты и пески занимают по 30%; доля разрушенных эффузивов падает до 20%, до этой же величины возрастает доля карбонатов, железистые кварциты исчезают.
В заключение настоящей главы уместно затронуть проблему наибольшей практической важности - историю образования месторождений полезных ископаемых. Первичное концентрирование ряда веществ могло происходить еще при выплавках легкоплавких и летучих компонент из мантии в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов; рудоформирующие эффекты повышенных концентраций ряда металлов гидротермальных растворов рифтовых зон обнаружены экспедицией А. П. Лисицына в Тихом океане. Вторичное концентрирование происходило как при осадкообразовании, так и при переработке океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа (включая деятельность гидротермальных растворов в породах над этими зонами).
Остановимся в кратце на истории месторождений золота, урана, свинца, железа и меди, следуя книге А. И. Тугаринова [3]. По классификации В. М. Гольдшмидта, золото относится к элементам сидерофильным, т. е. имеющим сродство к железу. Поэтому концентрация золота в мантии и, следовательно, в выплавляющихся из нее базальтах должна была уменьшаться со временем, по мере перехода железа из мантии в ядро. Это служит объяснением тому, что самые крупные месторождения золота - Колар (Индия), Иеллоунайф (Канада), Гранж-Майн (Бразилия) и Витватерсранд (ЮАР) - оказываются чрезвычайно древними: они сосредоточены в метаморфизованных архейских основных породах или в зонах действия возникших в них гидротермальных растворов с возрастами 3.1-2.6 млрд. лет.
Уран принадлежит к литофильным элементам, имеющим сродство с силикатами. Его наиболее древние крупные месторождения относятся к концу архея и первой половине нижнего протерозоя (Витватерсранд - около 2.7 млрд. лет) и имеют осадочный характер. Гидротермальные месторождения (по-видимому, над зонами Заварицкого-Беньофа) образовывались в последующие тектоно-магматические эпохи, начиная с Балтийской (в Канаде - Атабаска, 1.8 млрд. лет, и Медвежье озеро, 1.4 млрд. лет, в Австралии - Радиум-Хилл и Иса-Майн, 1.7 млрд. лет, в Африке - Катанга, 620 млн. лет, в Европе - Иоахимсталь, 280 млн. лет).
Свинец относится к халькофильным элементам, имеющим сродство с серой, его наиболее распространенная руда - это галенит PbS. Его месторождения связаны с тектоно-магматическими эпохами (т. е. с эпохами активизации зон Заварицкого-Беньофа), начиная с самой ранней - Белозерской (3.5 млрд. лет). Однако в дорифейское время, пока осадочная дифференциация коры была еще незначительной, образовывались лишь некрупные месторождения свинца, а крупные начали возникать на разных континентах почти одновременно во время Карельской тектоно-магматической эпохи в начале рифея (Брокен-Хилл в Австралии - 1.7 млрд. лет, Сулливан в Канаде - около 1.6 млрд. лет, Завар в Индии - около 1.5 млрд. лет). Их образование происходило путем накопления свинца при осадкообразовании и последующего метасоматоза под влиянием интрузий.
Содержание железа в мантии уменьшается по мере его перехода в ядро (см. рис. 16), соответственно сокращается и его поступление в кору. Поэтому неудивительно, что наиболее крупные месторождения железных руд имеют очень большой возраст: это железо-кварцевые осадки нижнего протерозоя (джеспилиты), образовавшиеся в результате потери подвижности железа после окисления его закисей до окисей, как об этом было рассказано в предыдущей главе. До этого железо было подвижным, и его химическое осаждение происходило лишь в небольших масштабах, а позже новые руды образовывались в основном путем переработки уже имеющихся осадочных концентраций железа (например, скарновые руды - путем контактного метасоматоза пород, содержащих сидериты и железистые хлориты - шамозиты). Укажем, наконец, весьма обильные современные осадочные руды - железо-марганцевые конкреции на поверхности дна глубокого океана, количество которых оценивается в 1-2 триллиона т; в Тихом океане они содержат в среднем 24% марганца, 14% железа и заметные количества ряда других металлов.
Медь - это халькофильный элемент; в числе распространенных медьсодержащих минералов следует назвать медный колчедан халькопирит, CuFeS2, медный блеск халькозин, Cu2S, ковеллин, CuS. Имеются крупные осадочные месторождения - медистые песчаники и сланцы древних возрастов (нижнепротерозойское Удоканское в Забайкалье и верхнепротерозойские Мосабони в Индии, Меденосный пояс в Замбии и Заире), а также более поздние прожилково-вкрапленные медно-порфировые и медно-молибденовые руды, связанные с интрузиями над зонами Заварицкого-Беньофа (кайнозойский Меденосный пояс Чили, Коунрад в СССР, Бингем в США, Валли-Коппер в Канаде и др.).
ГЛАВА 7: ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПЕРИОДЫ ФАНЕРОЗОЯ
История периодизации фанерозоя. Геологические периоды и их характеристика. Тектоническое обоснование периодизации; Каледонская, Герцинская и Альпийская тектоно-магматические эпохи. Фанерозойская история континентов и океанов; образование и распад Гондваны и Лавразии
В последующих главах нам придется многократно упоминать различные подразделения фанерозоя - последних 570 млн. лет истории Земли, о которых накоплены наиболее детальные сведения (полученные при изучении пород континентальной коры и, в частности, хранящихся в них достоверных остатков организмов) и которые явились основным предметом исследования классической геологии XIX и первой половины XX века. В итоге классическая геология смогла воссоздать во многих деталях фанерозойскую эволюцию континентальной коры (см., например, фундаментальные книги Н. М. Страхова [26, 39] и М. Жиньо [40]).
О структуре, свойствах и поведении океанической коры классическая геология практически не имела сведений, что крайне затрудняло понимание движений земной коры в целом или, как говорят, глобальной тектоники Земли. Сейчас построение исторической геологии океанической коры (и тем самым земной коры в целом) уже началось, в связи с чем созданное классиками здание современной геологии подвергается революционной перестройке. О некоторых новых воззрениях уже говорилось в предыдущей главе (образование новой океанической коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, растяжение океанского дна, заглубление океанической литосферы в мантию в зонах Заварицкого-Беньофа), другие будут рассмотрены ниже. Эта же глава посвящается краткому изложению основных сведений классической исторической геологии фанерозоя.
Термин фанерозой (фанерос - явный, зоэ - жизнь) введен Чедвиком в 1930 г. Доля докембрийских пород в обнажениях на поверхности Земли невелика, в обнажениях же, которые были известны геологам XIX века, она практически была равна нулю, так что для них фанерозойские породы исчерпывали всю геологическую летопись. Еще Ардуино (1759 г.) предложил делить эти породы по степени их древности на первичные, вторичные и третичные (последний из этих терминов сохранился и сейчас, он используется для наименования первого периода кайнозойской эры, занимающего почти всю ее продолжительность). Расчленение фанерозоя на три эры-древней жизни (палеозой, Pz, длительностью 340 млн. лет), средней жизни (мезозой, Mz, длительностью 163 млн. лет) и новой жизни (кайнозой, Kz, последние 67 млн. лет, вплоть до нашего времени) - окончательно было введено Дж. Филлипсом в 1841 г. (в стратиграфии для совокупности слоев данной эры применяется термин «группа»). С биологической точки зрения палеозой может быть вкратце охарактеризован как эра господства морских беспозвоночных, рыб и земноводных, мезозой - пресмыкающихся и кайнозой - млекопитающих.
Эры делятся на периоды (стратиграфический термин «системы»), выделенные в основном в 30-х годах XIX столетия, и прежде всего английскими геологами; история этих работ изложена в книге Г. П. Леонова [41 ]. Периоды делятся на эпохи (отделы), последние - на века (ярусы); имеются и еще б злее мелкие подразделения. Всем им даны наименования в основном по местностям, в которых были встречены наиболее яркие или типичные обнажения соответствующих осадочных слоев. Обобщающая колонка «толщи с окаменелостями», предложенная Чарльзом Ляйелем в 1839 г. и затем принятая в Англии, Франции и Германии, имела следующий вид:
Третичный
Новый плиоцен
Древний плиоцен
Миоцен
Эоцен
Меловой
Мел
Зеленый песок
Уилд
Оолитовый
Верхний оолит
Средний оолит
Нижний оолит
Лейас
Верхний новый красный
Верхний новый красный песчаник
Раковинный известняк
Нижний новый красный и каменно-угольный
Нижний красный песчаник
Магнезиальный известняк
Угленосная толща
Древний красный песчаник
Первичнофаунистический
Верхний силур
Нижний силур
Кембрий и более древняя толща с фауной
Из употребленных здесь терминов лейас - это местное название соответствующих слоев на юге Англии; оолиты - округлые образования в некоторых осадочных породах, имеющие концентрически-слоистую и иногда радиально-лучевую структуру и состоящие из углекислой извести, окислов железа, марганца и других веществ; уилд - наименование лесной территории в Южной Англии; остальные термины будут пояснены ниже. В германских государствах слои магнезиального (доломитового) известняка именовались цехштейном (т. е. рудным камнем), а верхний красный песчаник - кейпером, по местному названию пестроцветных ленточных глин и мергелей в провинции Кобург.
Терминология Ч. Ляйеля наглядно демонстрирует геологические представления об истории Земли - отождествление тех или иных периодов прошлого времени с конкретными слоями горных пород, обнажающимися в определенных местностях. В дальнейшем расчленение трех эр фанерозоя на геологические периоды многократно пересматривалось, пока не сложилась современная номенклатура, приведенная в табл. 7.
Табл. 7. Геологические периоды фанерозоя.
Заметим, что третичный период теперь предпочитают разделять на два - палеогеновый и неогеновый; в табл. 7 указаны также эпохи, на которые их делят. Каменноугольный период (карбон) американские геологи делят на два периода - пенсильванский и миссисипский. В таблице указаны также применяющиеся сокращенные обозначения эр и периодов. Наконец, в ней приведены абсолютные возрасты границ между периодами в миллионах лет (и в скобках после наименований эр и периодов - их продолжительность), определенные калий-аргоновым методом с принятыми для констант распада К40 значениями λ K= 0.0585 и ) и λ β = 0.472 (млрд. лет) -1 и утвержденные Международной геохронологической комиссией в 1965 г. (отметим, что первая шкала абсолютных возрастов геологических периодов фанерозоя была составлена Артуром Холмсом по данным свинцового метода еще в 1947 г.; современная шкала отличается от нее лишь немногим). Дадим теперь краткую характеристику каждому из геологических периодов, начиная с самых древних.
Кембрий был выделен английским геологом А. Седжвиком в 1835 г., назван по древнему наименованию английской провинции Уэльс, где встречаются древние сланцы этого периода. В докембрийское время, в конце венда, территории современных континентов были в основном осушенными (как говорят, венд был теократической эрой), а начало кембрия ознаменовалось обширным наступлением моря (трансгрессией), сменившимся затем в середине периода некоторым отступанием (регрессией) во время Салаирской тектоно-магматической эпохи (см. с. 36). Если докембрийская (вендская) фауна была бесскелетной, то в кембрии появились животные со скелетами, раковинами и панцирями. Особое развитие получили трилобиты (рис. 31) - подкласс морских членистоногих, впоследствии вымерших, размерами 2-10 см, иногда до 75 см (из ныне существующих животных на них больше всего похожи представители отряда мечехвостов, так называемые кинг-крабы). Для раннего кембрия характерны также похожие на губок рифообразующие животные с известковым скелетом археоциаты. Упомянем еще плеченогих (брахиопод) с двустворчатой раковиной и ряд других животных (см., например, палеонтологический атлас [42]).
Рис. 31. Отпечаток среднекембрийского трилобита (Сибирская платформа).
Кембрий делят на три эпохи: нижнюю (Георгийскую), Cm 1 с Алданским и Ленским веками, среднюю (Акадскую - по провинции Атлантического побережья США и Канады), Cm 2, с Амгинским и Майским веками (Алдан, Лена, Амга, Мая - реки в Сибири) и верхнюю (Потсдамскую - по городу Потсдам в штате Нью-Йорк), Cm 3, в Северной Америке (Тихоокеанской палеозоогеографической области), подразделяющуюся на Дресбачский, Франконский и Тремпёлионский века.
Ордовик введен как нижняя эпоха силура английским геологом Р. Мурчисоном в 1835 г.; название предложено Лэпворсом (1879 г.) по древнему кельтскому племени ордовиков, населявших Северный Уэльс во времена Римской империи; в Уэльсе имеются граувакковые толщи этого периода; в качестве самостоятельного периода утвержден лишь в 1960 г. (21-й сессией Международного геологического конгресса). Его первая половина ознаменовалась обширными трансгрессиями моря, в результате которых середина ордовика оказалась талаееократичеекой внохой; во время этой эпохи наибольшая за весь фанерозой часть площади современных континентов находилась под водой. Конец ордовика ознаменовался регрессией моря во время Таконской фазы Каледонской тектоно-магматической эпохи (в тектоно-магматических эпохах выделяют фазы складчатости; это понятие, зародившееся еще во второй четверти XIX в., было окончательно введено в 1924 г. Г. Штилле, который составил первый список, так называемый канон фаз складчатости фанерозоя). Из животных наряду с трилобитами, брахиоподами, головоногими моллюсками, примитивными иглокожими цистоидеями широкого развития достигли граптолиты - впоследствии вымершие донные и плавающие колониальные морские животные с хитиноподобной оболочкой, образующие подтип в типе полухордовых (из ныне живущих организмов к ним наиболее близки так называемые крыложаберные).
Ордовик Англии делят на шесть веков: Тремадок (поселок в Уэльсе), Арениг (гора в Уэльсе; иногда называется также Скиддав -по скиддавским сланцам), Лланвирн (населенный пункт в Уэльсе), Лландейло (населенный пункт в Уэльсе), Карадок (горный хребет в Шропшире) и Ашгиль (местность в Ланкашире). Ордовик Северо-Европейской провинции СССР делят на три эпохи: нижний, О1 (Тремадок, Арениг и нижний Лланвирн), средний, O2 (верхний Лланвирн, Лландейло, нижний и средний Карадок), и верхний, O3 (верхний Карадок и Ашгиль).
Силур введен Р. Мурчисоном в 1835 г., назван во древнему кельтскому племени силуров, населявших Шропшир в Уэльсе (иногда называют также Готландием по о. Готланд в Балтийском море, где имеются обнажения пород этого периода). После Таконской фазы Каледонского горообразования в нижнем силуре произошла крупная трансгрессия моря, сменившаяся в верхнем силуре почти повсеместной регрессией. Из животных наряду со специфическими граптолитами и брахиоподами широкого развития достигли кишечнополостные - рифообразующие кораллы табуляты и ругозы, а также рачки с двустворчатой раковинкой остракоды и крупные, длиной до двух метров, морские членистоногие эвриптериды (ракоскорпионы, гигантостраки); появились первые рыбы и сухопутные растения - псилофиты и плауновые.
Силур делят на две эпохи: нижний, S1 с веками Лландовери (район в Южном Уэльсе; этот век называют также Валентом по старинному римскому наименованию юга Шотландии) и Венлок (местность в Шропшире) и верхний, S2, с веками Лудлов (местность в Шропшире) и Даунтон (замок в Уэльсе).
Девон введен А. Седжвиком и Р. Мурчисоном в 1839 г., назван по графству Девоншир в Англии; в качестве типового избран разрез девонских пород в Рейнско-Арденнской области Европы. Начало девона было теократической эпохой, в течение которой и накопились красноцветные лагунно-континентальные отложения древнего красного песчаника Англии; затем произошли обширные трансгрессии моря. В течение девона проявлялся ряд ранних фаз Герцинской тектоно-магматической эпохи. Наряду с брахиоподами, гигантостраками и кораллами широкого развития достигли морские лилии - криноидеи (остатки которых образовали криноидные известняки), головоногие моллюски - наутилусы и аммониты (в частности, гониатиты), бесчелюстные и панцирные рыбы (так что девон иногда называют «веком рыб»); в конце девона от кистеперых рыб произошли первые земноводные животные - панцирноголовые стегоцефалы. Появились папоротникообразные, птеридоспермовые, плауновые и хвощовые растения, образовавшие на суше первые леса.
Девон Рейнско-Арденской области делят на семь веков: Жедин (деревня в Бельгии), Зигени Эмс (городки в ФРГ), Эйфель (горы в ФРГ), Живе (город во Франции), Фран (деревня в Бельгии), Фамен (местность в Бельгии); Зиген и нижний Эмс в Арденском разрезе называют веком Кобленц - по городу в ФРГ. Эти века объединяют в три эпохи: девон нижний, D1 (Жедин и Кобленц), средний, D2 (верхний Эмс, Эйфель и Живе), и верхний, D3 (Фран и Фамен).
Карбон (каменноугольный период) выделен английскими геологами У. Конибиром и У. Филлипсом в 1822 г., назван по слоям каменного угля в породах этого периода. После регрессии в начале карбона и обширной трансгрессии в его нижней половине произошла резкая регрессия моря в середине периода, во время главной, Судетской, фазы Герцинского горообразования, затем опять наступила трансгрессия моря. Наряду с брахиоподами, кораллами, криноидеями, моллюсками (особенно головоногими, особенно гониатитами; появились и первые белемниты), остракодами широкого развития достигли форами-ниферы (особенно крупные фузулиниды), хрящевые и костистые рыбы (в том числе акулы), стегоцефалы, прямокрылые насекомые (в частности, огромные стрекозы). Появились первые пресмыкающиеся, но до их расцвета еще далеко. Леса образовывали гигантские тростники каламиты, древовидные плауновые лепидодендроны и сигиллярии, голосемянные кордаиты и папоротникообразные; в конце периода появились первые хвойные растения. В многочисленных болотах формировались торфяники, превратившиеся затем в залежи каменного угля.
В СССР карбон делят на три эпохи: нижний, С1, с веками Турнэ, Визе и Намюр (города в Бельгии), средний, С2, с веками Башкирским и Московским и верхний, С3, с веками Гжельским (по названию реки в Подмосковье) и Оренбургским. Карбон Западной Европы делят только на две эпохи: нижний (Динант - Турнэ+Визе - назван по бельгийскому городу Динан) и верхний (Силезский) с веками Намюр +Намюр СССР+нижний Башкирский), Вестфаль (верхний Башкирский+Московский, назван по провинции Вестфалия) и Стефан (=С3, назван по французскому городу Сан Этьен-Стефанус). Американский Миссисипи чуть короче C1, Пенсильвания - чуть длиннее С2+3.
