Эволюция литогенеза Земли

 

Глава 14
ЭВОЛЮЦИЯ ЛИТОГЕНЕЗА ЗЕМЛИ
 
 
Осадочные породы, наряду с жизнью, — наиболее эволюционирующие элементы Земли и одновременно способные, в противоположность атмосфере и гидросфере, нести (воспринимать, записывать и сохранять на миллиарды лет) информацию как о собственной истории, так и о развитии других геосфер. Поэтому они являются основными историческими документами в геологии, ясно и определенно отражающими развитие экзосферы Земли, а также ее недр. Изменения на Земле отражают как индивидуальные истории пород — онтогенезы, длящиеся иногда 2—3 млрд лет, так и смены одних парагенезов пород другими, т. е. литологический филогенез.
 
Рис. 14.1. Развитие гидросферы, атмосферы и осадочного породообразования в истории Земли (по Н. М. Страхову).
Биосфера: М - биомасса морских организмов, Н - биомасса наземных организмов, В - переход биоса на сушу.
Литосфера: 1 - платформы Южного полушария (Гондвана), 2 - платформы Северного полушария.
Соотношение типов литогенеза: ВО - вулканогенно-осадочный литогенез Г - гумидный литогенез, АЛ - аридный + ледовый литогенез. Угли: К - внутриконтинентальные, П - паралические.
Горючие сланцы: Б - бентогенные, ПЛ - планктоногенные.
Бокситы: 1 - кора выветривания, 2 - озерные и карстовые, 3 - морские с обломочной структурой - переотложенный глиноземный горизонт выветривания (а) и хемогенные (б).
Железные руды и кремнистые породы: 1 - коры выветривания, 2 - озерные, оолитовые гидрогётит-шамозитовые руды, 3 - прибрежно-морские оолитовые, 4 - джеспилиты только с Fe3+ (а) и с Fe2+ и Fe3+ (б), 5 - вулканогенно-осадочные руды, 6 - глаукониты; 7 - хемоген-ные кремнистые породы, 8 - биогенные кремнистые породы.
Мп-руды 1 - коры выветривания, 2 - морские.
Фосфориты и карбонатные породы: 1 - фосфориты, главным образом, желваковые, 2 - известняки органогенные, 3 - карбонатные породы: а - известняки хемогенные, б -доломиты хемогенные.
Литогенез аридного типа: 1 - первичные хемогенные доломиты в морях, 2 - седиментационно-диагенетические доломиты, 3 - лагунное доломитообразование как обязательная стадия, 4 - то же, факультативная стадия, 5 -фосфориты, 6 - руды Сu-Pb-Zn и V, 7 - гипсы, 8 - NaCl, 9 - K-Mg-соли
 
Рис. 14.2. Эволюция литогенеза в истории Земли
Угли: К - внутриконтинентальные (лимнические), П - прибрежно-морские (паралические).
Горючие сланцы: Б - бентогенные,   Пл -  планктоногенные.
Карбонатолиты: К - карбонатолиты в целом, И - известняки, Д - доломиты, С - сидериты седиментогенные, М - магнезиты, Б - биогенные карбонатолиты, ИХ - известняки хемогенные, КХ - карбонатолиты   хемогенные, КД - карбонатолиты диагенетические.
Силициты: ВСЕ -все силициты, X - хемогенные, Б - биогенные, Р - радиоляриты, Сп - спонголиты, Д - диатомиты.
Ферритолиты: Дж - джеспилиты, Вулк. - вулканогенно-осадочные, Элюв. - элювиальные, СД - сидериты диагенетические, Озер. - озерные и болотные, ООЛ - оолитовые в основном морские, Г - глаукониты и шамозиты. М
n - манганолиты: Элюв. - элювиальные, Вулк. - вулканогенно-осадочные, ООЛ - оолитовые и другие прибрежно-морские. Бокситы: Элюв. - элювиальные, Карст. - карстовые, Морск. - морские прибрежные переотложенные.
Эвапориты: руды-меди - свинца - цинка. Вулк.-кл. - вулканокластические породы. Кос-мич. - космический материал. Ар+Лед - аридный и ледовый литогенез.
Типы гидросферы: I - первичный - хлоридные воды, II - древний - практически бескислородный - хлоридно-карбонатные воды, III - протерозойский - сульфатно-карбонатно-хлоридные воды, IV - современный - сульфатно-хлоридные воды.
Атмосфера: I - первичная, «метеоритная», II - древняя - аммиак-метан-углекислая, практически бескислородная, III - переходная, протерозойская - в основном углекислая, с остатками метана, аммиака, с новообразованиями кислорода и азота. IV - современный тип: кислородно-азотная, практически безуглекислотная
 
 
Основной метод выявления эволюции литогенеза — изучение распределения осадочных пород во времени, по разрезам стратисферы, прежде всего на континентах. Важная информация для исторической литологии поступает от палеонтологии, изучающей эволюцию жизни, а также от петрологии, геохимии, космогонии и от физико-химических наук, установивших ряд фундаментальных и ограничительных параметров на Земле и в Космосе. Эти данные первичные, исходные. На их основе строится теория развития литогенеза, сначала в виде рабочих гипотез, которые проверяются и уточняются все большим числом фактов по распределению пород, минералов, геохимических ассоциаций элементов и. геоформаций. Гипотезы, по мере вызревания и проверки, перерастают в теории, которые, по методу обратной связи, сами становятся основой для выводов об эволюции породообразования и развития других геосфер.
Наиболее полно проблему эволюции литогенеза, или исторической литологии, разработали Н. М. Страхов, А. П. Виноградов, А. Б. Ронов, А. Л. Яншин, А. И. Тугаринов, А. С. Монин, Ю. П. Казанский, а первые мысли об эволюции осадконакопления высказал в 1893 г. И. Вальтер в книге «Введение в геологию как историческую науку». Ценный, материал для понимания развития литогенеза и общей эволюции Земли, особенно на ее первых этапах, от которых не сохранились осадочные породы, дают магматические и метаморфические породы, хотя они эволюционировали значительно слабее осадочных. В настоящее время эволюция петрогенеза вместе с проблемой происхождения Земли и планет активно разрабатывается А. А. Маракушевым (1988, 1992; Маракушев, Безмен, 1983; Маракушев и др., 1992; и др.).
Эволюция литогенеза в пределах отдельного бассейна или даже его части рассматривается в региональных работах. В данной главе дается общая, глобальная и «сквозная» эволюция, опирающаяся на сведения по истории формирования конкретных групп пород (см. гл.бкн. 1; гл.7—13 кн. 2). Сначала (14.2) рассмотрена эволюция седи- и литогенеза по основным конкретным генетическим группам пород, начиная с наиболее эволюционирующих биогенных (14.2.1), хемогенных (14.2.2) и элювиальных (14.2.3) и кончая наименее менявшимися механогенными (14.2.4). Эта фактическая база позволила восстановить исторические типы гидро- и атмосферы (14.3), во многом управлявших литогенезом, и сделать исторический синтез (14.4). В заключение довольно детально рассмотрены движущие силы, или факторы, литогенеза (14.5).
 
 
14.2.1. ЭВОЛЮЦИЯ БИОГЕННОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
Биогенное осадконакопление, как и жизнь в целом, наиболее отчетливо, сильно и необратимо эволюционировало   в истории Земли. Хотя возникновение жизни в настоящее время относят (Розанов, 1986; Монин, 1987; и др.) к весьма раннему этапу — катархею (4,0 млрд лет назад), о чем свидетельствуют биомикропроблематики в кварцитах и гнейсах с возрастом 3,5—3,8 млрд лет назад (Гренландия и Южная Африка), ее влияние на осадочный процесс было незначительным и в основном косвенным.
Н. М. Страхов к рубежу около 3 млрд лет, т. е. к концу архея или самоому началу протерозоя, относит начало заметного влияния биоса в осадконакоплении в виде еще редких планктоногенных горючих сланцев (ГС; см. рис. 14.1. 14.2 и гл. 11 кн. 2). С тех пор их образование прогрессивно увеличивалось по массе, становилось более разнообразным по биоте, расширялось по площади и фациальным зонам, из лагунных обстановок переходило на шельф и в центральные части водоемов, а в фанерозое и на континенты (озерные сланцы). Этот всесторонний прогресс совершался циклично, фазы интенсификации сланцеобразования сменялись . угасаниями, циклы многопорядковы. Бентогенные горючие сланцы, образованные прикрепленными водорослями, стали накапливаться, вероятно, с рубежа в 1,5—2 млрд лет назад. Основных максимумов три: нижнепалеозойский, пермский и палеоген-неогеновый, самый большой; меньшие максимумы — в девоне — карбоне, юре и мелу. Плиоцен-антропогеновый минимум сланцеобразования связан с неблагоприятными палеогеографическими обстановками — исчезновением обширных перикратонных морей и лагун с застойными условиями у дна, и сланцеобразование оттеснено в озера и абиссали.
Своеобразные бентогенные ГС (шунгиты заонежской свиты людвиковия раннего протерозоя; Жмур и др., 1993 и др.; кукерситы ордовика и др.) формировались коккоидными цианобактериями, образовывавшими на дне лагун и других мелководных прибрежных водоемов слизистые маты, фоссилизировавшиеся почти сингенетично коллоидными алюмосиликатами или кремнеземом (фотосинтез повышал рН до 9—10, высокий Eh приводил к резкому преобладанию Fe3+ над Fe2+ и соответственно к малым пиритоносности и сернистости).
Угли, по сравнению с горючими сланцами, — более молодые биолиты: они известны с кембрия (Китай), что можно считать не только моментом появления высшей растительности, но и началбм распространения жизни на суше уже в заметных геологических проявлениях. Самых крупных циклов — гигациклов — углеобразования два: каменноугольно-пермский и юрско-антропогеновый. Они состоят из более мелких циклов разных порядков, вплоть до элементарных — ранга циклотем или субциклотем. Угасание углеобразования вызывалось сменой гумидного климата аридным (поздний карбон — ранняя пермь, триас, поздняя юра, поздний мел, олигоцен) или великими трансгрессиями (юра, мел, эоцен). Но в целом углеобразование прогрессирует, и голоцен, несмотря на высокое стояние материков и обширные пустыни, выделяется глобальными торфяниками, особенно америко-евразийскими и экваториальными, существенно мангровыми. Около 2 млрд лет назад произошел другой качественный скачок в биолитообразовании — началось массовое водорослевое осаждение карбонатов — доломита и извести (см. гл. 7 кн. 2), хотя первые цианофитолиты древнее 2,9 млрд лет (Зимбабве). Сначала основными осадителями были синезеленые (цианофиты, или цианобактерии) водоросли, позже, главным образом в фанерозое, к ним присоединились красные (родофиты) и зеленые (хлорофиты). Мощные строматолитовые толщи доломитов и известняков, построенные синезелеными водорослями, наиболее распространены в веиде, а в фанерозое происходило их сокращение, хотя фациально они становились более разнообразными за счет развития пресноводных, озерных строматолитов. Менялся и их минеральный состав, в фанерозое становившийся в основном известковым. Регрессивная фаза общего водорослевого цикла наступила в раннем кембрии, вероятно, в основном в связи с появлением скелета у животных, с нарастающей скоростью извлекавших карбонаты из гидросферы. Водорослевый прорециклит (см. гл. 17), состоящий из более коротких циклитов, вероятно, закончится лишь с умиранием жизни на Земле.
Зоогенные карбонатолиты, практически только известняки, взрывоподобно стартовавшие в начале кембрия, с томмотского века, до настоящего времени прогрессивно (но цикличн©) увеличиваются по общей массе, становятся все разнообразнее по биоте и обстановкам седиментации, включая не только пресноводные озерные и речные, но и воздушные. Это прогрессивная фаза прорецикла зоогенного карбонатонакопления, регрессивная фаза которого определенно еще не угадывается в геологическом будущем, хотя она обязательно наступит. Начавшись с внешнего скелета у нектона и бентоса (археоциаты, головоногие и другие моллюски, брахиоподы, трилобиты и др.), процесс выработки скелета распространился, очевидно в основном уже в мезозое и кайнозое, и на планктон, как зоо- (фораминиферы, остракоды, птероподы и др.), так и фитопланктон (зеленые и другие водоросли), а также и на нанофитопланктон, особенно с позднего мела, когда коккоднтофориды (золотистые водоросли) стали не только породообразующими, но и слагающими геоформации.
По отдельным группам организмов карбонатонакопленне предстает уже законченными прорециклами: археоциатовыми, трилобитовыми, строматопоровыми, коралловыми, брахиоподовыми, фузулиновыми, вымершими в палеозое, и т. д. Эстафета карбонатонакопления вместе с экологическими нишами передавалась все новым группам из двустворок, гастропод, червей,, глобигерин, кокколитофорид и т. д., а также новым видам членистоногих, криноидей, шестилучевым кораллам и др. Это отражает восхождение жизни по эволюционной лестнице и прогрессивное (с регрессивными фазами), направленное развитие биокарбонатонакопления.
Эволюция биосилицитов более короткая по сравнению с биокарбонатолитами и фосфоритами. В докембрии они неизвестны, хотя черви, губки, динофлагелляты и, возможно, радиолярии имели опаловые трубки, спикулы и другие склеры и в венде. В фанерозое биосилицитонакопление развивалось прогрессивно и циклично (устанавливаются губковые и радиоляриевые циклы), а с поздней юры оно получило новый импульс от диатомовых водорослей и близких к ним форм. Максимум образования диатомитов и аподиатомйтовых трепелов и опок приходится на поздний мел и палеоцен. В будущем в аналогичной палеогеографической обстановке возможен новый максимум этих силицитов (см. гл. 6. кн. 1).
Фосфоритообразование (см. гл. 9 кн. 2), достоверное начало которого относится к раннему протерозою (аравалий Индии), а первый максимум к среднему рифею (1,4 млрд лет назад), в венде — кембрии дало и первый глобальный максимум, которому отвечают крупнейшие месторождения микрозернистых и зернистых фосфоритов почти на всех континентах, но особенно в Азии и Австралии: это фосфоритоносные бассейны Малого Каратау в Казахстане, Алтае-Саянский, Окино-Ухагольский и Хубсугульский в Монголии, Янцзы, и в Китайском Тянь-Шане, Лаокай во Вьетнаме, Джор-джнна на севере Австралии, Тауденни в Сахаре и многие месторождения юга Сибири и Дальнего Востока. Выявленные запасы по P2Os достигают почти 7 млрд т, что более 15% всех известных запасов в мире (Яншин, 1988). Рассеянного фосфора в доломитах, известняках, силицитах и песчаниках, содержащих Р2О5 l-:-5%, в сотни раз больше, чем в месторождениях, т. е. почти 20%; всего фосфора в осадочных породах, или 14,1 -1016 т (Яншин, 1988).
Но самый большой максимум фосфатонакопления — меловой и раннепалеогеновый (26,8 млрд т Р2О5, или около 59%; мировых запасов; Яншин, 1988): это гигантские и сверхгигантские по запасам бассейны Северной и Западной Африки, Ближнего Востока, Средней Азии, Северной и Южной Америки. Из них Марокканский, вероятно, самый крупный на Земле. А. Л. Яншин, глубоко проанализировавший закономерности размещения фосфоритов, вскрыл эволюцию фосфа-товдкопления и на протяжении жизни конкретных бассейнов и эвох. Так, почти вся масса фосфора (12.8-1015 т P2O5, или 17% от общемировых запасов в стратисфере) сосредоточена в меловых отложениях меловой-раннепалеогеновой эпохи, а главные месторождения смещены в палеоген (20,5 млрд т P2O5, или более 44% общемировых ресурсов фосфоритов; Яншин, 1988). Это подтверждает современное представление о генезисе фосфоритовых месторождений, которые формируются миллионы лет при низких скоростях седиментации постоянных перемывах, конденсации и концентрации фосфатного вещества, геоисторически переходящего из нижних горизонтов (в данном случае позднемеловых) в более молодые,' пока не прекратится этот рудообразующий процесс или не начнется разубоживание полезного, рудного компонента.
Третий максимум фосфатонакопления — раннепермский, представленный пока одним, но гигантским бассейном на западе США, где развита формация Фосфория. В Предуралье известны селеукские пелитоморфные фосфориты. Можно высказать довольно уверенный прогноз, что будут обнаружены и другие месторождения пермского возраста, так как основное фосфатонакопление происходит при аридном климате; это подтверждается большинством крупнейших месторождений разного возраста- Верхнеюрские и нижнемеловые, в основном желваковые, фосфориты Русской плиты и других бассейнов, залегающие в гумидных формациях, вероятно, представляют четвертый максимум, тем более, что велика надежда на обнаружение и аридных фосфоритов этого возраста. Расцвет брахиопод с фосфатными створками в раннем ордовике, приведший к почти невероятной концентрации фосфата «ракушнякового» типа, обеспечил появление еще одного максимума, хотя и весьма скромного масштаба.
Земной цикл фосфатонакопления находится, таким образом, еще на прогрессивной стадии, поскольку самые крупные запасы (позднемеловые и (раннепалеогеновые) почти современные. Это строго коррелируется с прогрессивным развитием жизни и указывает на главный, биологический фактор фосфатообразования. Однако условия реализации этого процесса — географические, а именно климатические и геоморфологические (см. гл. 9 кн. 2). Согласуется ли с выводами слабая выраженность фосфоритообразования современного, неоген-антропогенового периода?
Н. А. Красильникова (1967) и А. Л. Яншин показали и эволюцию литотипов фосфоритов: древние имели оолитево-зёрнистую и «афанитовую микрозернистую» структуру, ордовикские— «раковинную», юрские и раннемеловые-преимущественно желваковую, позднемеловые — раннепалеогеновые— зернистую. Фактическая сторона этой схемы упрощена, а генетическая (древние — хемогенные, а молодые — хемобио- или биогенные) в настоящее время не подтверждается, хотя архейские и раннепротерозойские кварц-карбонат-силикатные (диопсйдовые и др.; Юдин, 1985, 1991; Яншин, Юдин, 1991) метаморфиты с апатитом, возможно, были хемогенными, а по источнику вещества отчасти и вулканогенными. Структурные типы фосфоритов эволюционировали мало; так как фосфоритообразующий процесс в главном оставался инвариантным, и его основной продукт — зернистые фосфориты,- а пелитоморфные и желваковые — сопутствующие, ракушняковые, костяные — факультативные. Структурные типы отражают эволюцию в пределах конкретного бассейна и только брахиоподовые, костяные и некоторые другие — общую эволюцию. Тем не менее уменьшение доли пелитоморфных фосфоритов (от 7,06 млрд т Р2О5, или 66% от мировых запасов руд этого типа, в венде — нижнем кембрии до <33% в перми и первых процентов в мелу) остается необъясненным. Возможно, это связано с доминированием первичной биофосфатизации водорослевых матов в венде и раннем кембрии и еще слабым развитием копролитообразования, которое позже все больше поставляло в зону фосфоритообразования копролиты песчаного размера, фосфатным метасоматозом превращавшихся в зерна или «оолиты»: около 77% зернистых фосфоритов сформировались в позднем мелу и раннем палеогене.
Превышение (почти 4-миллионократное; Яншин, 1988) запасов фосфора в рассеянной форме над концентрированной (75-Ю15 т в венде — антропогене), широкое ее распростране: ние по разрезу и отсутствие полностью бесфосфатных периодов, по крайней мере с венда, позволяют заключить, что фосфатонакопление было постоянным и никогда не прерывалось полностью. Это можно сказать и о жизни — основном источнике и факторе первичных фосфатных концентраций (Э. Л. Школьник). Но месторождения фосфоритов возникали под влиянием других факторов — климатических и геоморфологических (аридные эпохи и обширные мелководные моря, связанные с океаном), — которые эффективно действовали лишь временами. Становится понятным, почему нет крупных масс экзогенных фосфатов в более древних толщах: хотя фосфатные бактериальные фоссилии известны с архея, но в целом жизнь была развита еще недостаточно, чтобы привести к образованию фосфоритов.
Не останавливаясь на эволюции других биолитов и биоконцентраций редких элементов, можем отметить, что биогенное осадконакопление четко демонстрирует одновременные направленность и цикличность, т. е. оно развивается диалектично, являясь единством направленности (линейности) и цикличности (круговоротов и повторяемости). Таковы в своем развитии и первопричины биолитогенеза — жизнь и эволюция географических обстановок, или фаций.
Эволюция жизни прямо и косвенно определяет и абиотические, параметры среды, процессы и условия осадконакопления, особенно газовый состав атмосферы, анионный состав воды, концентрации растворенных веществ, химическое выветривание и химическое осадконакопление.
 
14.2.2. ЭВОЛЮЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
Химическое осадконакопление, в принципе независимое от биологического и как бы обреченное постоянством химических  законов лишь на чрезвычайно медленное изменение, тем не менее испытало интенсивное развитие и скачки, обнаруживая  четкие направленность и цикличность разного порядка, находящиеся в диалектическом единстве.
Наиболее ранними, архейскими и, вероятно, катархейскими, осадками были силициты, превратившиеся в кварциты, нередко железистые (с магнетитом, пиритом и другими сульфидами), а позже с сидеритом, доломитом, родонитом и другими марганцевыми силикатными минералами, накапливавшиеся по всей акватории океана или первичных морских водоемов. Отсутствие свободного кислорода, низкий щелочно-кислотный потенциал и высокие температуры воды позволяли соединениям Al, Fe и Мn далеко мигрировать в виде хлоридов и карбонатов и накапливаться в гидросфере, что привело Н.М. Страхова (1983, с. 594—603) к выводу о возможности первично-хемоседиментационных не только кварцитов, но и ферритолитов, бокситов и марганцевых руд или рассеянных форм марганцевых минералов в гондитовой формации (см. гл. 10 кн., 2). Катионный и анионный состав поставляли как гидротермы, так и первичное выветривание — выщелачивание кислыми водами.
Древнейшая хемоседиментация и ее эволюция прослеживаются на примере самых распространенных в архее и протерозое хемолитов — джеспилитов и карбонатолитов. Цикл железистых кварцитов (джеспилитов) длительностью около 1,5 млрд лет (архей, в основном поздний, и протерозой) имел максимум в раннем протерозое и обнаруживает ясную эволюцию: в первой его половине с кремнеземом ассоциируются магнетит, сидерит, лептохлориты, а во второй появляется гематит и постепенно из парагенеза исчезает сидерит, а в раннем рифее прекращается образование петротипа в целом. В этой эволюции проявилось изменение состава атмосферы, прежде всего появление свободного кислорода и возрастание его содержания, а также повышение рН. В рифее двухвалентные формы Fe и Мn фактически исчезают из гидросферы, и джеспилиты сменяются новым петротипом руд — оолитовыми сидерит-шамозит-гидрогётитовыми ферритолитами, практически не выходящими за пределы прибрежной зоны, В фанерозое к ним присоединяются латеритные руды, а также подводно-элювиальные озерные и океанические и диагенетические сидеритовые.
Карбонатное химическое осадконакопление — почти завершенный прорецикл длительностью 3,0—3,5 млрд .лет с максимумом в середине протерозоя и начале рифея (2,0-1,5 млрд лет назад) — одно из ярких свидетельств направленной и циклично развивающейся химической седиментации. Отсутствие карбонатолитов в самых ранних земных породах или малое их содержание в слоях древнее 3,5 млрд лет назад, несмотря на обилие СО2 в атмосфере и гидросфере, можно объяснить только возможно, <5) рН, иным составом гидросферы, в которой было растворено еще много не нейтрализованных сильных кислот, прежде всего НСl. По мере их нейтрализации и хотя бы локального повышения рН до ³7 становилось возможным и химическое осаждение сидерита, доломита, магнезита, родохрозита и других карбонатов. Сульфатов еще не было, так как не хватало свободного кислорода на окисление H2S и S для образования сульфатного иона.
Прекращение в середине протерозоя химического осаждения сидерита и родохрозита означает появление вследствие фотосинтеза достаточного для окисления Fe2+ и Мп2+ количества свободного кислорода. В рифее доломиты начинают оттесняться с доминирующего положения осаждением извести, пока в фанерозое последняя не станет преобладающей. Пелагическое доломитообразование циклично ослабевало, и в мезозое доломиты осаждались только в лагунной зоне, а в настоящее время они накапливаются лишь в эвапоритовых бассейнах ограниченных размеров или в других мелких водоемах аридной зоны. Одной из причин деградации доломитогенеза было появление сульфатного аниона, с которым большая часть катиона Mg связывалась и осаждалась в виде сульфатов, а потом и хлоридов. Хемогенные известняки образуют прорециклит, аналогичный доломитовому, только он, как и его максимум (приходящийся на рифей), несколько сдвинут относительно доломитового ближе к нашему времени хемогенная садка извести пока деградировала в меньшей степени, чем доломитообразование, ив настоящее время она осуществляется в мелких прогреваемых водоемах аридной зоны.
Сульфатообразование (см. гл. 8 кн. 2) стало возможным на довольно поздних этапах эволюции седиментогенеза, когда появился свободный кислород в количестве, достаточном для окисления иона серы: в начале рифея (1,6—1,5 млрд лет назад), но особенно в среднем- и позднем рифее в Канаде и Австралии сформировались заметные залежи гипсов и ангидритов. А. Л. Яншин и М. А, Жарков (1980, 1986), наметили в фанерозое пять циклов сульфатонакопления с максимумами в раннем кембрии, Эйфеле, кунгуре, поздней юре и миоцене. В процессе эволюции от цикла к циклу менялся солевой состав сульфатов, становился более разнообразным, и сульфаты ассоцировались со все более разнообразными хлоридами и другими солями.
Отложение хлоридных солей наступило позже сульфатных, а именно с самого позднего докембрия, и это определялось не столько повышенной соленостью океана (ее и сейчас для этого недостаточно), сколько, геотектоническими и климатическими условиями, также эволюционировавшими в истории Земли. К этому времени на больших пространствах суши вследствие распада Пангеи I и последовавших обширных трансгрессий в полной мере мог развиться аридный седиментогенез, вплоть до отложения сильвинита или карналлита, начиная с кембрия. С тех пор циклично галоидообразование нарастало по массе и становилось более разнообразным, полисолевым, доходившим до образования бишофита и боратов. А. Л. Яншин (1988) намечает три мегацикла хлоридной седиментации: палеозойский, включающий раннекембрийский, девонский и пермский максимумы, триасово-раннемеловой и позднемеловой — кайнозойский. Они расчленяются на циклы разных рангов и не во всем тождественны друг другу. Однако осуществляется и тождественность: в конце мегациклов — в перми и неогене — накопились сходные по составу калийные соли сульфатного типа.
Из-за отсутствия геологических фактов — достоверных древних, архейских хемоседиментогенных бокситов — можно только предполагать, что на первых этапах жизни Земли, в катархее, когда гидросфера имела низкий рН (<4—5) и была в значительной мере раствором сильных кислот, Аl2O3 мог в большом количестве переноситься в морях и давать пелагические химические осадки, хотя и малой мощности (из-за малой растворимости глинозема). Реализоваться этот способ мог лишь в немногих участках, до которых не доходил поток терригенного или хемогенного материала иного состава. Но уже в архее рН поднялся выше 5 и больше никогда не уменьшался. Следовательно, глинозем больше не мог мигрировать в морях в массовых количествах в виде истинных растворов, т. е. бокситообразование хемоседиментогенного типа практически исключалось. Таким образом, первый вероятный цикл (прорецикл) бокситообразования длился около 1 млрд лет — с появления гидросферы до начала архея. Второй цикл — уже в основном процикл — начался в протерозое и длится до настоящего времени без признаков ослабления бокситообразования: это элювиально-бокситовый цикл в основном латеритного выветривания, включающий и механогенное переотложение руды из кор выветривания. Его внутренняя цикличность определялась эволюцией состава гидросферы, климатом и тектоническим режимом (см. гл. 10 кн. 2 и 14.2.3).
О возможности химического осаждения фосфоритов в архейских и раннепротерозойских водоемах пишут Н. И. Юдин (1985, 1991), А. Л. Яншин (1991) и другие, интерпретируя как хемогенные седиментационные умеренно- и сильно метаморфизованные, вероятно, первично-осадочные известково-доломитовые, силицитовые и песчано-глинистые породы с фосфатами, превращенные в кварц-карбонат-силикатные метаморфиты с апатитом иногда рудных концентраций. Заманчиво их трактовать как чисто хемогенные, тем более что можно найти рядом вулканиты и связать источник фосфора с вулканическим выносом. Возможно, это справедливо, но пока совершенно недоказано. В раннем протерозое, кроме того, бактериальная и фотосинтезирующая жизнь развита достаточно для оказания влияния и на фосфатный процесс.
Химическое осадконакопление в целом управлялось многими факторами: вулканизмом и выветриванием, поставлявшими химические вещества в растворенном виде, следовательно, составом пород суши и дна; составом солей в гидросфере я ее рН и Eh; составом атмосферы, особенно содержанием в ней СО2 и О2; рельефом дна, особенно наличием тиховодных ловушек; климатом и развитием жизни. Последний фактор с начала протерозоя стал противодействовать химической седиментации карбонатов, а с кембрия — и силицитов, пока почти полностью не подавил ее. Более косвенно жизнь и биоседиментация все больше управляли и химическим осаждением железа, марганца, отчасти алюминия, урана и других элементов. Лишь на эвапоритовый процесс они заметного влияния не оказывали. В целом химическое осадконакопление представляет собой прорецикл Земли.
 
14.2.3. ЭВОЛЮЦИЯ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Коры выветривания и продукты их переотложения и рассеяния — важнейшие геоисторические документы. Современный кислородный тип кор, максимально развитый в настоящий момент, во все более ослабленном виде прослеживается в прошлое до середины рифея или конца среднего рифея (около 1,0 млрд лет назад). Если даже отнести его начало еще на 0,5—1,0 млрд лет, т. е. к раннему рифею, все равно большая начальная часть истории Земли была лишена условий для кислородного и биологического выветривания.
Выветривание, однако, происходило на Земле всегда, так как горные породы и осадки на поверхности Земли с самого зарождения планеты подвергались изменениям под воздействием агентов экзосреды, основными компонентами которой являлись Солнце и Космос, атмосфера, вода, а потом и порожденная ими жизнь. Можно предположить, что первичный, бескислородный тип выветривания был даже наиболее интенсивным (высокие температуры, наличие воды, сильных кислот, обилие СО2, Н2S, других газов, преобладание мафической земной коры и т. д.), и формировались не только остаточные накопления — коры выветривания, но еще больше — жидкий сток подвижных продуктов чисто экзогенного и вулканогидротермального выветривания. В составе стока были хлориды, карбонаты и другие соединения Al, Fe, Mn, Ca, Mg и других элементов (они осаждались в морях), а на месте оставалась большая часть кремнезема. Эти коры выветривания, таким образом, напоминали поля вторичных кварцитов с их сульфидами Fe, Cu, Pb, Znи других элементов, отчасти,, возможно, с глиноземом. Должны были образовываться и глинистые минералы, особенно каолинит, хлориты, серпентины: влажность и высокие температуры создавали условия тропического, латеритного выветривания (хотя и без кислорода), и высвободившиеся из силикатов глинозем, кремнезем и соединения железа должны были снова соединиться в экзогенные силикаты.
Цикл первичного выветривания был в основном рециклом, может быть, с весьма короткой начальной прогрессивной фазой на еще не разогретой Земле, когда сильно проявлялось чисто «космическое» выветривание (тонкая атмосфера, отсутствие озонового слоя, резкие перепады температур, бомбардировка метеоритами и т. д.). Цикл кислородного выветривания пока находится в своей прогрессивной фазе, и усиление этого выветривания будет продолжаться долго. Более мелкая цикличность выветривания определялась тектоническими и климатическими условиями и рельефом.
Отдельно следует рассматривать подводное и вулканическое выветривание. Первое с катархея развивается прогрессивно, становясь более разнообразным, глубоким и мощным. Второе, такое же или даже более древнее, образует в основном рецикл.
Все сильнее проявляет себя техногенное выветривание, наступление регрессивной фазы которого зависит от человека.
 
14.2.4. ЭВОЛЮЦИЯ МЕХАНОГЕННОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
Поскольку при механической седиментации новые минералы практически не образуются, она мало отражает эволюцию условий седиментогенеза и сама мало меняется. Механические процессы — действия ветра, течений, волнения,, силы тяжести и т. д. — оставались неизменными, но прогрессивно и более циклично менялось их соотношение, что определялось климатической и тектонической эволюцией. Однако состав обломочных компонентов, отражающий смену петрофонда разрушающих пород или вулканитов, менялся сильно и эволюционировал направленно, хотя и циклично.
Важнейшей обобщающей характеристикой состава обломочных компонентов и пород является их химическая, точнее литологическая, зрелость (см. гл. 13 кн. 2), выражаемая долей (процентом) стойких компонентов (кварц, зерна кварцитов, кремней, яшм) или их отношением к нестойким или к сумме всех компонентов в породе, также нередко выражаемым процентами. Этот показатель, часто называемый коэффициентом зрелости, действительно эволюционировал в истории Земли однонаправленно, прогрессивно, все более увели иваясь, что отражает долю химического выветривания в вызревании обломочного материала, а также эпохи переотложения последнего без разбавления незрелым, что также в целом отвечает пассивному тектоническому режиму. Вызревание обломочного материала происходит отчетливо циклично как регионально, что блестяще показано В. П. Казариновым и его учениками для мезокайнозоя Западной Сибири,.  так и глобально. Кварц — практически единственный из породообразующих материалов, накапливающийся как при химическом, так и при физическом и механическом выветривании и переотложениях, а из акцессорных таким минералом является циркон.
Широкое распространение высокозрелых кварцевых песчаников установлено в верхнем протерозое и рифее Австралии, Карелии, Башкирии, но они присутствуют и в архее, хотя часто здесь сильно метаморфизованы: нередко только по «неподдающимся» изменениям окатанным зернам циркона доказывается обломочная природа метакварцитов. Известны высокозрелые кварцевые конгломераты Южной Африки (Вит-ватерсранд и др.), Австралии  с ураново-золотым оруденением и возрастом около 2,8 млрд лет (поздний архей — нижний протерозой). Они содержат хорошо окатанную гальку пирита и уранинита, что отражает отсутствие необходимого для их окисления в аллювии кислорода. Эпохи вулканизма, активного рифтогенеза и горообразования четко фиксируются малозрелыми, граувакковыми и аркозовыми обломочными породами, которые распространены шире кварцевых и формировались с начала существования Земли. Первичными кластолитами следует считать не дошедшие до нас каменные метеориты, образовавшие планету. Первичные земные кластолиты, как туфы, так и экзокластолиты, имевшие основной и ультраосновной состав, также не дошли до нас. Одна часть послужила «матрицей» гнейсов, амфиболитов, сланцев и других глубокометаморфизованных пород, а другая через палингенез дала начало средним и кислым магматическим интрузиям и эффузивам, в частности андезитам, которые начиная с позднего архея во все больших: объемах поставляли обломочный материал (Фролова, Бурикова, 1992).
Древнейшие обломочные породы, отложившиеся в воде, обнаружены в Западной Гренландии, имеют возраст 3,8 млрд лет. В это время кластолиты состояли из джеспилитов и других кварцитов, серых и других гнейсов, амфиболитов,, базальтов, коматиитов, тоналитов, трондьемитов, а затем и ультраосновных глубинных пород, метасланцев и других метаморфитов. Позже, особенно с раннего протерозоя, состав механогенных отложений становится еще разнообразнее за счет кислых вулканитов, нормальных гранитов, чарнокйтов, анортозитов и особенно за счет осадочных пород — разных силицитов, карбонатолитов, сланцев, песчаников и многих других. Эволюция обломочных пород, таким образом, отражает не только развитие внешних геосфер Земли, но и эволюцию магмо- и петрогенеза, т. е. развитие недр. В процессе развития земной коры прогрессивно-циклично увеличивается содержание седикластолитов и уменьшается роль магматических и метаморфических пород, растет разнообразие обломочных компонентов, причем не только за счет появления новых пород, но и из-за непрекращающейся поставки давно переставших образовываться (коматиитов, чарнокитов, рапакиви, джеспилитов и т. д.). В голоцене к природным добавляются и искусственные, техногенные обломочные компоненты и техномеханогенные отложения.
В процессе эволюции механогенного осадконакопления прогрессивно вызревают россыпи цирконов, монацитов, рутила и других тяжелых минералов, хотя и в древних толщах были значительные скопления тяжелых минералов, но в основном менее стойких — магнетитов, ильменитов, темноцветных силикатов и других, а в архее и раннем протерозое и сульфидов.
Эволюция терригенного осадконакопления четко циклична, что неудивительно, ибо она определяется не столько самим седиментогенезом этого типа, сколько иными факторами, и прежде всего, тектогенезом и вулканизмом или, шире, магмогенезом. Оба этих основных на Земле процесса отчетливо цикличны, и их циклы многопорядковы. Одни из наиболее крупных — тектономагматические циклы (альпийский, герцинский, каледонский, салаирский, байкальский гренвильский, готский, карельский и т. д.; Хаин 1973; Монин, 1987; и др.) длительностью обычно в 200—300 млн лет, определяют главные черты состава и гранулометрии кластолитов и их эволюцию: смену зрелых незрелыми и наоборот, грубообломочных — тонкообломочными и общим уменьшением кластолитов в конце циклов (Пустовалов, 1940 и др.; Страхов, 1963; Ронов, 1964—1981; и др.),
Более рельефно и синтезирование эволюция терригенного осадконакопления выражается геологическими формациями, а именно сменой флиша шлиром и молассой в геосинклиналях и других подвижных поясах, континентальных морскими, красноцветных разного типа сероцветными к другими на стабильных структурах и т. д. Флиш формировался уже в архее (Фролов, 1973), и с тех пор доля флишевых отложений постоянно увеличивается, достигая максимума в голоцене. Вероятны в архее и шлировые формации, также прогрессивно развивающиеся во времени хотя на рубеже раннего и позднего протерозоя у них появился конкурент — молассы — исторически более молодой формационный тип, максимально развитый в позднем кайнозое, отличающемся гигантскими материками и с предельно возможной на Земле высотой — одним из важнейших условий образования моласс, а также шлира и флиша. Эволюция терригенных формаций определялась не только тектоническим, но и климатическим, а также и биологическим факторами, что находит отражение в зрелости материала, типе красноцветности (аридной и гумидной) и парагенезах с некластолитовыми породами, рудами, углем, нефтью, солями и другими полезными ископаемыми. Вместе с эволюцией магмо- и тектогенеза развивались и вулканообломочные формации, сложенные туфами, лаво- и гиалокластитами, лавами, а также пролювием, коллювием, турбидитами и другими типами экзокластовых отложений. Их максимумы совпадают с фазами усиления тектономагматической активности, а на роль абсолютного максимума претендуют два этапа жизни Земли — ранний, архейский или катархейский (4—3 млрд Лет назад), когда с вулканизмом сочетался и импактитовый процесс кластогенеза, и раннепротерозойский, особенно время около 2,5—2,2 млрд лет назад, — пик общеземной магматической активности (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993).
Поскольку геоформации — это парагенезы генетических типов отложений (см. гл. 20), то вместе с развитием геоформаций эволюционировали и генетические типы кластолитов, точнее, степень их распространенности от эпохи к эпохе. В общих чертах эту эволюцию по каждому типу может проследить и читатель, например, ответив на вопрос, когда формировались наибольшие объемы пролювия, во второй половине жизни Земли отчетливо тяготеющие к аридным поясам.
 
Подвижные водная и воздушная оболочки Земли не несут явных признаков своей истории, их развитие восстанавливается по эволюции седиментогенеза и составу и развитию земной коры.
Водные осадки встречаются в самых древних образованиях Земли с возрастом до 3,8 млрд лет: большей части серых гнейсов, кварцитах, железных рудах и т. д. Гидросфера, следовательно, была уже в раннем архее или раньше: дегазация первичного вещества Земли, в ходе которой была выделена вода, позже образовавшая Мировой океан, произошла очень рано и носила катастрофический характер» (Шуколюков, 1987, с. 4). Массовое выделение основного флюида — воды, с которой, вероятно, выносились К, Na, SiO2, AI2O3, Fe и т. д., не могло не совершить быстрого и глубокого преобразований возникающей земной коры и сформировать сиалический слой из серых гнейсов.Каков же состав первичной гидросферы? Н. М. Страхов, в Согласии с А. П. Виноградовым, Т. Юри, Л. Руби, В. Ранкамой, считали, что она была раствором сильных кислот, НС1,HF и др., а также Н3ВО3, Н2СО3, H2S и др. Они пришли вместе с водой из зон дегазации верхней мантии в процессе выплавления коматиитов и базальтов, подобном зонной плавке в металлургии. Мало растворимые в воде мантийные летучие На, СО, СО2, NH3, CH4, N2, а также вода H2S, S, Cl, В и инертные газы проходили еще тонкую гидросферу и создавали первичную атмосферу, также тонкую. С самого начала, если придерживаться наиболее распространенной гипотезы холодной акреционно-метеоритной Земли, эти две флюидные оболочки возникали и развивались разделенными. Земле, по-видимому, удалось избежать катастрофической для жизни ловушки венерианского типа, когда вследствие разогрева вода уходит в атмосферу, и обе оболочки объединяются, что еще больше усиливает ее разогрев (парниковый эффект). Даже при разогреве поверхности Земли до 100—150 °С (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993 и др.) более толстая атмосфера (ее давление в архее достигало 5—6 современных атмосфер) не позволяла воде вскипать (ее точка кипения 140—150 °С), что и сохраняло гидросферу и атмосферу разделенными. Однако они развивались сопряженно, обмениваясь веществом и энергией.
Но с начала образования планеты в течение всего раннего катархея (4,6—4,0 млрд лет назад) открытых водных поверхностей не было, и основным способом образования компонентов атмосферы и гидросферы было расплавление участков ее поверхности под ударами метеоритов, особенно крупных. Однако эти флюиды большей частью рассеивались в космосе и поглощались риголитом — рыхлым поверхностным материалом ультраосновного и метеоритного состава. О. Г. Сорохтин и С. А. Ушаков (1989, 1991, 1993 и др.) в начальной истории Земли выделили первый переломный момент (около 4 млрд лет назад), когда под влиянием близко расположенной Луны (всего на расстоянии 19—25 тыс. км) огромная приливная энергия, вызывавшая в твердой Земле приливы высотой более 1,5 км, вместе с подчиненными другими видами энергии (от бомбардировки метеоритами и др.) привела к началу эндогенного разогрева Земли и расплавлению недр. Это запустило тектономагматический механизм саморазвития Земли, приведший к образованию астеносферы, дифференциации вещества, образованию земного ядра (в позднем архее), мантии, земной коры и первых морей, а затем и океанов в результате резкого увеличения объемов гидросферы и атмосферы (в раннем архее и раннем протерозое). Первичная гидросфера не могла существовать долго, так как сильные кислоты быстро нейтрализовывалйсь силикатами берегов и дна морей и образовывали растворы хлоридов, фторидов и других солей К, Na, Ca, Mg, Fe, Mn и др. При этом освобождались свободные кремнезем, глинозем, ферриты и т. д., синтезировались гипергенные силикаты (каолиниты, хлориты, и т. п.). Резко кислая гидросфера, рН которой местами снижался, вероятно, до 1—2, выщелачивала из первичной базитовой и ультрабазитовой коры почти все элементы и часть SiO2, оставляя в коре выветривания лишь кремнезем, импрегнированный сульфидами металлов, т. е. образования типа позднейших «полей вторичных кварцитов».
В появившихся в позднем катархее (с рубежа около 4 млрд лет), с началом дегазации недр, неглубоких и небольших морях накапливались механогенные (обломочные) силикатные, хемогенные кремневые, железные, глиноземные, сульфидные и, возможно, некоторые другие осадки. Раствор сильных кислот замещался раствором хлоридов, отчасти фторидов, .боратов, кремнезема и других веществ, подобным гидротермам современных вулканов. Сначала в них не было карбонатов, так как даже при небольшом содержании сильных кислот они разрушались, и СО2 уходила в атмосферу. Вскоре, однако, кислый характер воды обусловливали уже в основном не сильные, а слабые кислоты (Н2СО3, Н2ВО3 и др.), и рН в морях стал выше, чем в начальной гидросфере, и местами достигал 7 (редкие мраморы).
На втором, архейском этапе (3,5—2,6 млрд лет назад) морская вода из хлоридной стала хлоридно-карбонатной, чему способствовало исчезновение и следов свободных кислот. Местами, а потом и более широко формировались MgCO3, FeCО3, MnCOa, и СаСОз, доминировали доломиты. Не было окислов, сульфатов, но отлагались сульфиды. Возросла общая соленость. Продолжали отлагаться силициты и железные руды, в том числе и джеспилиты, в состав которых помимо магнетита вошли и сидериты, образующие и самостоятельные рудные тела. Формировались мелководные И глубоководные (турбидитные) кластолиты.Атмосфера была подобна катархейской по составу (лишь заметно увеличение N2 — за счет преобразования аммиака), также лишенной кислорода, но значительно более мощной, в основном углекислой, обеспечивающей парниковым эффектом значительное разогревание Земли и ее гидросферы. Это компенсировало резкое снижение вклада приливной энергии (Луна удалилась к началу архея на 160 тыс. км, но все же была в 2,4 раза ближе к Земле, чем сейчас; Сорохтин, Ушаков, 1993) и не приводило к резкому перегреву Земли, что было бы губительно для народившейся еще в катархее жизни. И светимость Солнца была примерно в 2 раза слабее современной. Протерозойская гидросфера становится существенно иной, хлориднд-карбонатно-сульфатной: появление сульфатного аниона указывает на свободный кислород в атмосфере, способный окислять H^S и S. Его в раннем протерозое еще недостаточно для окисления всего Fe2+, но дефицит во многих местах исчезал быстро, и к началу рифея практически прекращается массовое образование магнетитовых джеспилитов. Господствовала карбонатная седиментация, началось формирование сульфатолитов — гипсов и ангидритов. Возрастала соленость и быстро увеличивались объем и глубина океанов, которые появились еще в архее, но были неглубокими. В них чаще формировались флиш, шлир, а в конце протерозоя (2—1,6 млрд лет назад) и начале рифея, когда образовалась Пангея I, или Метагея, по О. Г. Сорохтину к С. А. Ушакову (1993), — и первые молассы, эвапориты, красноцветы, тиллиты.
Главными событиями на рубеже архея и протерозоя были разделение биоса на растительное и животное царства и быстрое, лавинообразное развитие фитопланктона, а потом и донных водорослей, в массовом количестве генерировавших кислород. Появление свободного кислорода и его все увеличивающаяся генерация стали гигантским ускорителем развития гетеротрофов — животных, которые, имея растительный «фундамент» (пища и кислород для дыхания), стали развиваться с огромным ускорением и в корне менять абиотические процессы осадконакопления. Появление растительного царства отразилось прежде всего на уменьшении содержания СОг (и повышении рН до ^ 7) в воде и атмосфере: она уходила в стратисферу с огромными массами карбонатов и углеродистых соединений, включая и горючие сланцы.
Атмосферу в протерозое Н. М. Страхов отнес к переходному типу, (переходному к современной атмосфере): в ней еще много СО2 и сосуществуют в подчиненных количествах остатки СН4 и NH3, но быстро нарастают содержания N2 и О2. Ее можно назвать азотно-кислородно-углекислой. Скорость нарастания содержания свободного О2 в атмосфере оценивается по-разному физикохимиками (Л. Беркер, Л., Маршалл, отчасти А. С. Монин, 1987; и др.), с одной стороны, и литологами и палеонтологами — с другой (Ю. П. Казанский, В. Н. Катаева, Н. А. Шугурова, А. Ю. Розанов.-и др.). Первые считают, что содержание свободного кислорода в атмосфере 0,1% от современного уровня (так называемая точка Юри) было достигнуто лишь в среднем или раннем рифее, а содержание около 1% (точка Пастера), при котором организмы переходят от использования энергии анаэробного брожения к более выгодному (в 30—50 раз) окислению при дыхании, было достигнуто только в конце венда (около 600 млн лет назад); появление в верхних слоях атмосферы озонового экрана, что отвечает 10%-му содержанию CV от современного уровня (точка Беркнера — Маршалла), относится ими к силуру или девону (после этого современный уровень достигается быстро, в течение нескольких десятков миллионов лет — ускоренно нарастающим фотосинтезом морской и наземной растительностью).
Геологические факты заставляют сдвигать появление свободного кислорода на 1,5—2,0 млрд лет раньше. А. Ю. Розанов (1986) отмечает появление древнейших строматолитов в начале архея (3,5 млрд лет назад), сдвигает точку Юри к 3 млрд лет, точку Пастера к 2,2—2,5 млрд лет, а точку Беркнера— Маршалла к 1,8—2,0 млрд лет назад. Гематит в протерозойских джеспилитах, красноцветные формации и признаки латеритоподобного выветривания в позднем протерозое (А. В. Сидоренко, А. И. Анатольева, Б. Биндли и др.) вместе с появлением эвкариотных организмов, многоклеточных типа грибов, кишечнополостных, зеленых и красных водорослей подтверждают выводы литологов и палеонтологов. Кроме того, древнейшую гидросферу можно уверенно представлять неоднородной не только по рН и солености, но и по Eh, т. е. по газовому режиму: в разных ее участках и особенно в осадках условия могли резко отличаться друг от друга и от среднего уровня, и такие «газовые» фации, несомненно, сосуществовали. Атмосфера была более однородной по сравнению с гидросферой.
Современный тип гидросферы и атмосферы стал складываться в рифее. Общая соленость воды повышается и достигает современного уровня (3,5% )> а анионный состав беднеет за счет уменьшения содержания СО32-: морская вода стала в основном сульфатно-хлоридной, практически уже щелочной (рН³7) и окислительной. Устойчивы только формы высшей окисленности элементов с переменной валентностью. Основным компонентом солей становится NaCl; много сульфатов, а карбонатов всего 0,21% от суммы солей. Возраставшая соленость Мирового океана с началом эвапоритового седиментогенеза стабилизировалась на одном уровне, так как начал действовать способ разгрузки от излишней солености — осаждением солей в отдельных водоемах. Кроме того, большая инертность огромных водных масс океана не позволяет солености быстро меняться. Другое общее свойство океана, приобретенное в ходе сопряженной эволюции гидро- и биосферы — его «пронизанность» живым «веществом»,, ставшим неотъемлемым качеством, регулятором его физико-химических параметров и двигателем многих процессов седиментогенеза.
Атмосфера в ходе эволюции Земли стала уникальной, не наблюдаемой больше ни на одной планете: из аммиачно-метаново-углекислой бескислородной образовалась кислородно (21%)-азотная (78%) с малой (0,03%) примесью СО2, однако продолжающего играть глобальную роль в жизни и седимеитогенезе. Освобождение от NH3 и, СН4 сначала шло медленно благодаря кислороду, выделяющемуся фотодиссоциацией (под действием жесткого светового и космического излучения) из Н2О и СО2. Фотосинтез во много раз интенсифицировал этот процесс освобождения кислорода и привел к созданию современной атмосферы Земли, в которой ее основные элементы накапливались сопряженно в результате биовосстановления СО22) и окисления NH3 (N2). Первичный эндогенный СОг, особенно интенсивно поступавший в позднем катархее (около 4,0—3,8 млрд лет назад) и раннем протерозое (2,6—2,2 млрд лет назад), изымался при выветривании, осадконакоплении и фотосинтезе и создавал огромные массы карбонатов, а также уступающую им по количеству биомассу (рассеянное ОB, горючие сланцы, нефть, газ, угли и живые в настоящее время организмы), однако играющую самостоятельную и во много раз большую роль в жизни Земли и человечества.
Наличие гидросферы и атмосферы специфического состава определило течение главных седиментационных процессов и известную уникальность Земли среди других планет Солнечной системы. И уникальный седиментогенез в таком развитом виде присущ только Земле.
 
На Земле эволюционировало не только образование конкретных пород, но и седиментогенез, диагенез и литогенез, их типы и осадконакопление в целом (см. рис. 14,1, 14.2).
Земля как планета образовалась около 4,6 млрд лет назад в результате метеоритно-акреционного седиментогенеза (Шмидт, 1944, 1948; Сафронов, 1969; Сорохтин, 1974, Сорохтин, Ушаков, 1989, 1991, 1993; и др.), хотя развивается и гипотеза первично-расплавной Земли (Маракушев, 1992 и др.). Этот первичный, метеоритно-акреционный, тип седиментогенеза продолжался недолго, по В. С. Сафронову (1986) около 100 млн. лет (с 4,6 до 4,5 млрд лет назад), когда образовалось 99% современной массы Земли. Сначала он ускорялся, а потом, в связи с исчерпанием запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималей, замедлился (хотя около 4,0 млрд лет назад на короткое время он усилился) и в настоящее время практически прекратился, если не считать ежегодно выпадающих нескольких десятков тысяч тонн космической пыли и редких крупных метеоритов.
Бомбардировка поверхности растущей Земли крупными метеоритами приводила к ударному расплавлению первичного вещества, появлению своеобразных вулканических пород и ударно-вулканитовых кластолитов — импактитовых туфов (зювитов, тектитов и др.; Ударные..., 1983), а также освобождению воды и газов, которые поглощались рыхлым материалом и рассеивались в космосе, как и большая часть ударной энергии (главным образом через излучение). Недра Земли оставались холодными и недифференцированными. Постепенно и медленно (от 4,6 до 4,0 млрд лет назад) под влиянием огромных лунных приливных сил прогревались и плавились недра (а Луна расплавилась полностью) и около 4,0 млрд лет назад включился тектономагматический механизм дифференциации вещества и саморазвития Земли, приведший к образованию ядра (к концу архея), мантии, земной- коры, гидросферы и атмосферы. Основным способом дифференциации было частичное плавление в появившейся к 4,0— 3,8 млрд лет назад астеносфере (Сорохтин, Ушаков, 1993), через которую железные дифференциаты формировали ядро, а силикатные — мантию и первичную базитовую и ультраба-зитовую кору, включавшую островки гнейсовой континентальной коры, располагавшиеся над астеносферными очагами. Таким образом, не позже 4,0 млрд лет назад стартовал уже чисто земной вулканизм и вулканогенно-осадочный седиментогенез.
Одновременно стал развиваться морской, а затем и океанский седиментогенез: в позднем катархее появились первые моря, и первичные осадки были вулканитовыми туфами, обломочными сейсмитами (гигантские лунные приливы в твердой Земле порождали практически непрекращающиеся землетрясения) и экзокластовыми накоплениями (гравитационно-коллювиальными, волновыми, приливными и флювиальными), а также кремневыми, аллитовыми и ферритовыми хемогенными осадками. Широко развивался и элювиальный процесс, особенно в водоемах, вода которых (раствор сильных кислот, прежде всего НСl) была агрессивной и, подобно кислым гидротермам, активно выщелачивала все подвижные элементы из мафической коры и вулканитов, оставляя на месте лишь кремнезем, сульфиды металлов и новообразования каолинита. Карбонатов не было.
На суше был лунный пейзаж с кратерами и рыхлым покровом — реголитом ультраосновного состава. Солнце еще светило слабо, атмосфера была тонкой, без озонового слоя, поэтому наземный литогенез скорее был похож на аридный с резкими градиентами температур на близких расстояниях (расплавление в ударных кратерах и холод в межкратерных и высокоширотных зонах) и во времени. В начале катархея сутки на Земле сократились почти до 3 часов (а в году было около 3000 суток), Луна приблизилась к Земле на расстояние 19-25 тыс. км (на предел Роша), была расплавленной, обогревала и освещала Землю красным и ультракрасным светом (ее диск в 300—350 раз превышал современный; Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993). Однако силой приливного отталкивания и в результате уменьшения механической добротности Земли Луна быстро удалялась от Земли, и к началу массовой дегазации недр (около 4 млрд лет назад) она находилась уже на расстоянии 150 тыс. км (в конце архея на расстоянии 340 тыс. км, а в настоящее время380тыс. км), так что лунные приливы в твердой Земле не превышали 7 м, хотя вначале они были выше 1500 м. Но и эти приливы сильно раскачивали Землю. Сутки длились уже 9,9 часов, в году было около 890 суток.
В архее (3,5—2,6 млрд лет назад) циклично развивается; вулканогенно-осадочный литогенез, а первичный аридный сменяется гумидным, так как быстро наращивалась масса гидро- и атмосферы; последняя состояла в основном из СО2 и паров воды, и ее давление к концу архея превышала 6 современных земных атмосфер (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993). Парниковый эффект компенсировал резкое снижение приливной энергии, вместо которой усиливалась и тепловая энергия недр, особенно энергия гравитационной дифференциации. Хотя температура на поверхности Земли в низких, широтах могла достигать и превышать 100 С, это не приводило к испарению океана и не ограничивало развитие появившейся в позднем катархее первичной жизни. И светимость Солнца была еще недостаточной, чтобы перегреть Землю и превратить ее во вторую Венеру.
Доказательствами усиления в архее дегазации мантии являются не только быстро возросшие объемы гидро- и атмосферы, но и интенсивный вулканизм и повышенный тепловой поток. Вместе с господствующими базальтами появляются и ультраосновные зффузивы — коматииты, по минералам которых устанавливается неглубокое (около 30—40 км) и массовое (до 45% от массы мантии) выплавление из мантии ультраосновной магмы. О сильной прогретости неглубоких недр свидетельствует и сильный близповерхностный натровый (а позже и калиевый) и. кремневый метасоматоз вулканитов и осадочных кластолитов, приведших к образованию обширных полей серых гнейсов, часто причленявшихся к катархейским гнейсовым ядрам. Так, в простой, однослойной базальтовой (с ультрамафитами) коре и разрастались и появлялись новые «острова» сиалической коры, которые наращивались и хемогенными кремневыми осадками и вулкано-элювиальными образованиями типа вторичных кварцитов. Большая часть этих древних отложений тоже превратилась в серые гнейсы, а также в амфиболиты, кварциты и даже в граниты. Ускоряющаяся расплавно-гравитационная дифференциация недр привела к оформлению ядра, к концу архея составлявшего около 60% от современного его объема; увеличилась астеносфера и возникло дипольное магнитное поле (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993). Оно должно было как-то проявиться в седиментогенезе.
Сильные дожди, вероятно, снижали соленость морских вод, повышали рН, что вместе с большим щелочным резервом океана и морей приводило к хемогенной садке доломитов, магнезитов, сидеритов и известняков, по крайней мере в отдельных обширных водоемах. В других условиях (с более низким рН) происходила садка кремнезема, ферритолита и часто сидерита, т. е. формировались джеспилиты. Начали накапливаться углеродистые осадки. На суше происходило химическое выветривание без участия кислорода и органическислот, но тем не менее интенсивное — в условиях высокой влажности, обилия СО2 и высоких температур. Все это приводило к интенсивной денудации суши и к сносу в океан больших масс терригенного кластического и глинистого материала, из которого там формировались мелководные шлировые и глубоководные флишевые формации (Фролов, 1973, 1993). Под толстой углекисло-водной атмосферой климатическая зональность была слабовыраженной, оледенений или безводных пустынь, видимо, не было, хотя суша, лишенная растительности, оставалась пустынной.
Раннепротерозойский седиментолитогенез (2,6—1,9 млрд .лет назад) отличался от архейского в основном резким усилением вулканизма и вулканогенной седиментации, а также еще более быстрым приращением объема гидросферы с одновременно начавшимся сокращением массы атмосферы. Магматизм наиболее разнообразен: к базитовым, ультраба-зитовым и средним интрузиям прибавились калиевые, т. е. настоящие граниты (с рубежа в 2,5 млрд лет назад); к базальтам и коматиитам, а также к кислым эффузивам, изливавшимся и в архее, присоединились андезиты, которые в последующей истории Земли прогрессивно и четко циклично наращивались и максимума достигли в настоящее время. Спрединговые хребты, зародившиеся еще в начале архея, в I, его конце покрылись океанической водой, что усилило гидротермальное выщелачивание металлов и других элементов из базальтов и в раннем протерозое реализовалось массовым образованием джеспилитов, доломитов и других карбонатов, включая и итабиритовые ассоциации, и марганцевых осадков, превращенных в гондиты (см. гл. 10 кн. 2). Океаническая вода становится и главным внутрикоровым флюидом. В водном и углекислотном балансе все больше увеличивается вклад возрожденных флюидов: при диссоциации карбонатов, преобразовании глинистых минералов и просто отжатии вод. Метаморфический процесс по питанию флюидами превосходил ювенильный. Регенерированные в стратисфере флюиды выносили огромные массы металлов и других элементов, которые формировали рудные отложения и пополняли солевой состав гидросферы.
Ранний протерозой, кроме того, ознаменовался развитием биогенной седиментации, и главными биолитами были водорослевые доломиты и, известняки, а также углеродистые отложения и даже ферритолиты (магнетиты).
К середине раннего протерозоя (около 2,0 млрд лет назад) или несколько ранее (2,7—2,6 млрд лет назад), т. е.на рубеже архея и протерозоя; Сорохтин, Ушаков, 1989) образовались крупные сближенные материки, что дало основание считать их Моногеей. Подтверждением служат первые тиллиты (2,5—2,4 млрд лет назад) из гуронских отложений Северной Америки и признаки древнейших эвапоритов, не формирующихся вне больших массивов суши. Гумидный тип литогенеза впервые как бы вычленяет ледовый и новый, или современный, аридный. Оба эти типа в дальнейшей, видимо, не исчезали с лика Земли, испытывая лишь цикличные ослабления и усиления, в целом совпадающие с таласократически-ми и кратонократическими, или теократическими, эпохам» (Страхов, 1963; Яншин, 1988 и др.; Ясаманов, 1985; Ершов, Лисицына, 1993; и др.).
Ранний и средний (1,9—1,65 млрд лет назад) протерозой, или карелий (афебий), отличался в целом резкой неоднородностью и быстрой эволюцией седиментогенеза. Его начало отмечено одним из максимумов эндогенной активности (сильным вулканизмом и интенсивной геодинамикой), появлением свободного кислорода в атмосфере, которого еще было недостаточно для коренной смены восстановительного минералообразования окислительным, появлением сульфатного аниона и, следовательно, полианионным, сульфатно-хлоридно-карбонатным типом вод океана, массовым образованием джеспилитов и других специфических литотипов в условиях дефицита кислорода (о чем свидетельствует большая величина отношения марганца к железу) и прекращением джеспилитообразования в среднем протерозое; первыми молассами, тиллитами, красноцветами, эвапоритами; континентальным рифтогенезом и началом геосинклинального процесса, наследовавшего архейский тип подвижных поясов — гранит-зеленосланцевые пояса. К середине протерозоя атмосфера стала существенно кислородной, прекратилось образование седиментогенных сидеритов, появляются первые глаукониты, началось формирование оолитовых гидрогётитовых руд. Биос становится мощным конкурентом химического осаждения доломитов, известняков и участвует в осаждении железных руд: американские ученые Д. Киршвинк и С. Чанг обнаружили биогенный магнетит возрастом 2,2 млрд лет (Розанов, 1986). Все больше данных об обнаружении эвкариот (зеленых и красных водорослей), грибов, червей и, возможно, кишечнополостных, т. е. многоклеточных организмов. Закончился средний протерозой карельским орогенезом (1,7 млрд лет назад) и образованием Мегагеи (Г. Штилле) или Пангеи I (В. Е. Хаин).
Поздний протерозой, или рифей (1,65—0,675 млрд лет назад, без венда), практически всеми геологами признается «поворотным»: началом супергигацикла Г. Штилле — иео-гея, в котором и мы живем; «выдающейся тектонической эпохой великого обновления структурного плана» (Сорохтин, Ушаков, 1993) и т. д. Из шести полных конвективных (имеется в виду конвекция в мантии, приводящая к деструкции континентов, их перемещению и образованию пангей) после-архейских циклов на рифей приходятся три (3, 4 и 5-й). Первый из них начался еще в среднем протерозое распадом Пангеи I (или Мегагеи Штилле), образовавшейся в результате карельского, или свекофеннского, орогенеза (1,9—1,8 млрд лет назад). Это привело к осадконакоплению как в первых обширных трансгрессивных наплитных морях, включая и эвапоритные, так и в глубоких геосинклинальных прогибах (флиш, вулканиты, глубоководные известняки и доломиты, силициты). Знаками усиления влияния биоса на седиментогенез являются первые фосфориты и глаукониты, которые одновременно демонстрируют и развитие «двустадийного аутигенного минералообразования», по Н. М. Страхову, т. е. наряду с седиментогенными под влиянием биоса стали широко образовываться и диагенетические, или сингенетические (гальмиролитические), аутигенные минералы.
Второй рифейский тектономагматический цикл (1,55— 1,15 млрд лет назад), называемый по главному орогенезу гренвильским, аналогичен первому, но более продолжителен. Он привел к образованию суперконтинента Мезогеи, располагавшегося, как и Мегагея, на экваторе, что объясняет господство карбонатной седиментации, особенно биогенной, широкое развитие красноцветов гумидного и аридного типов, эвапоритов и вероятных фосфоритов. Тиллиты отсутствуют. В геосинклинальных и рифтовых прогибах и на активных континентах и их окраинах формировались малоэволюцио-нировавшие флиш, шлир, молассы и вулканогенные формации, в составе которых все больше становится андезитов.
Третий рифейский тектономагматический цикл (1,15— 0,7 млрд лет назад), который можно назвать байкальским, аналогичен предыдущему, но закончился образованием не единого суперконтинента, а двух — Лавразии и Гондваны,— которые располагались в высоких широтах и поэтому несли оледенения позднего рифея (Чумаков, 1978, 1992; Ершов, Лисицына, 1993; Сорохтин, Ушаков, 1993), циклически возобновлявшиеся в венде (Африка, Австралия, Антарктида и восток Южной Америки — у Южного полюса — и Канада, Китай и Лапландия — у Северного). Между суперконтинентами около 850 млн лет назад возник широкий (6-ь 10 тыс. км) широтный океан — Прототетис, а вскоре в результате деструкции континентов образуются авлакогены и континентальные рифты (на месте карельского подвижного пояса) и океаны (на месте гренвильского пояса), например Протоатлантический, или Япетус (шириной 2000 км). Океанические осадки и формации неизвестны. Палео-Уральский прогиб не был океаном.
Седиментогенез и диагенез рифея приобрели многие черты фанерозойского литогенеза, а отличия связаны в основном с недостаточной развитостью жизни. Однако биогенная седиментация — известняков, доломитов, горючих сланцев (например, раннерифейских карельских шунгитов), фосфоритов, глауконитов, отчасти железных руд — не только сильно подавляла химическое осаждение бигенетичных образований, но и способствовала освобождению атмосферы от значительных масс СОг, уменьшению нагревания Земли за счет парникового эффекта и в конце концов ее охлаждению и оледенению.
Венд (0,675—0,570 млрд лет назад) — преддверие фанерозоя, к которому его нередко относят (Монин, 1987), — важен не только фосфоритами, тиллитами, разнообразными доломитовыми и известковыми строматолитами и онколитами и другими породами, но и особенно своей фауной, получившей по месту открытия в Австралии название эдиакарской в которой преобладают кишечнополостные типа современных медуз (до 75%), размером до 1 м, многочисленные черви (25%) и членистоногие (5%). Все формы бесскелетны, хотя в венде и рифее изредка встречаются трубчатые фоссилии с хитиновой или пектиновой оболочкой, а в самом верхнем ярусе венда — немакит-далдынском — и водоросли с известковыми чехлами: ренальцис, гемма, гирванелла и т. д. У червей иногда образуется кремневая трубка. Фауна и флора венда уже занимали все ярусы обитания и представлены бентосом (прикрепленными и свободно лежащими формами), нектоном и планктоном (в основном или исключительно фитопланктоном). Многие группы не имеют современных аналогов. Поражает разнообразие биоты и многочисленность экземпляров, а также и общая «биомасса». «Взрыв» биоса в кембрии был, таким образом, хорошо подготовлен (даже появлением шипов; у обычно гладких, планктонных сфер. Тем не менее кембрийский скачок в жизни резкий, и он заключается в массовом появлении скелетных, известковых, кремневых, фосфатных и, возможно, других форм. Из многих десятков объяснений скачка можно принять мудрое: к нему были подготовлены обе стороны — организмы и среда, т. е. эволюционное развитие зообиоса подвело к необходимости и возможности образовать опору и защиту в виде скелета, а среда стала максимально благоприятной для скелетообразования. В последнюю можно включить и хищников, от которых надо было чем-то защититься, чтобы выжить.
Если зообиос венда весьма разнообразен и богат таксономически, то фитобиос представлен только водорослями, что не находит пока объяснения. Однако уже в кембрии появились первые угли из высших растений. Обращающий на себя внимание гигантизм вендской биоты объясняется по-разному: А. Ю. Розанов (1986) считает это признаком завершения эволюционного развития данных групп, как это имеет место в фанерозое, а М. А. Федонкин объясняет тем, что хищники тогда были микрофагами, одним из способов спасения от которых было увеличение размеров. Кроме того, возможно, был широко распространен симбиоз водорослей с метазоа, подобный современным кораллам, книдариям и другим бентосным формам. Но для более интенсивного фотосинтеза предпочтительны плоская форма и большие размеры, что и наблюдается в вендской биоте. В ней поражает и хорошая сохранность бесскелетных, часто слизеподобных организмов (в виде отпечатков на плоскостях напластования), что, возможно, также говорит об отсутствии крупных хищников и неразвитости фауны илоедов, хотя илоеды в докембрии упоминаются (В. Ю. Забродин; Фролов, 1984). Но они, вероятно, оккупировали еще немногие участки дна.
Фанерозойский этап показывает быструю эволюцию седилитогенеза, происходившую различными по длительности и генезису циклами под влиянием эндогенных и экзогенных (включая и космические) сил. Его определяли три глобальных тектономагматических цикла — каледонский, герцинский и альпийский, первые два из которых вписываются в цикл формирования вегенеровской Пангеи в конце палеозоя (пермь) и начале мезозоя (триас), а третий пока отвечает начальной фазе — деструкции континентов и образованию новых океанов (Атлантического, Индийского, Арктического и части Тихого) — цикла, который, вероятно, также закончится образованием суперконтинента через 400 млн лет от нашего времени (Сорохтин, Ушаков, 1973).
Климатические циклы более десяти порядков вместе с поступательным изменением климата (в основном в связи с медленным охлаждением поверхности Земли от 30—35°С в кембрии до 24—31° в девоне и 15°С — средней годовой температуры ныне), оледенения (поздний ордовик — ранний силур, поздний девон, поздний палеозой и неоген — плейстоцен), эвстатические колебания уровня океана, трансгрессии и регрессии и, главное, бурное и поступательное развитие жизни и обусловленное им медленное уменьшение содержания СО2 и увеличение содержания О2 в атмосфере — основные факторы эволюции в фанерозое (кроме тектономагматических). Все типы седилитогенеза четко оформились и циклично эволюционировали. В вулканоосадочном типе, проявлявшемся на все более ограниченных площадях, максимально представлены андезиты, отражающие участие коры в генерации вторичных магм в геосинклиналях, орогенных поясах и островных дугах. Прогрессивно развивались гидротермальные седиментогенез и выветривание, отражающие доминирующее участие метаморфогенной и седиментационной воды.
Подобное скачку появление в кембрии скелетообразующих организмов, особенно с известковой и кремневой функциями, почти лавинообразно увеличило формирование биолитов и одновременно окончательно подавило хемогенное осаждение кремнезема и карбонатов в нормальных морских условиях, оставив ему лишь лагуны, заливы и другие ловушки вблизи источника вещества. В кембрии накапливались радиоляриты, спонголиты и скелеты силикофлагеллят. В мелу к ним присоединились диатомеи — основные биоосадители кремнезема в современных континентальных и океанских водоемах. С началом кембрия известняков образовывалось больше доломитов, что также произошло под влиянием биоса. Прогрессировало биорифообразование, хотя рифостроители менялись, наращивалось и достигло максимума в современной гидросфере планктонное осаждение известняков, но теряется в глубине палеозойской истории его начало. Фосфоритообразование дало крупнейшие глобальные максимумы в раннем кембрии (томмотский и атдабанский века) и позднем мелу — палеогене, меньшие — в перми, поздней юре и раннем мелу и еще более слабый — в раннем ордовике (створковые оболовые фосфориты). В целом оно нарастало по объему.
С начала палеозоя «живое вещество» выходит из моря на сушу, завоевывая влажные тропические, а потом и умеренные зоны, мало затрагивая аридные. Биомасса суши — 540*109 т— в настоящее время сравнима, с биомассой океана: 541*109 т. За короткий срок общая биомасса, таким образом, удваивается, а в действительности, если учесть, что к началу кембрия биомасса океана была по крайней мере в несколько раз меньше современной, за фанерозой общая биомасса увеличивается в 3—3,5 раза. В океанах жизнь из. прибрежной лагунной зоны, где она, вероятнее всего, зародилась (хотя допускается и зарождение жизни в позднем катархее в пропитанной влагой реголите при повышенных температуpax; Монин, 1987), распространилась по дну на глубины, и все большее число видов завоевывало планктонную зону по всей акватории Мирового океана. Это стало решающим фактором седилитогенеза, включая и абиотический, прежде все-то химический, а также и механический — способом биофильтрации, например через копролиты. Ставшая основной биоседиментация лишь в периоды активного горообразования и в теократические эпохи несколько подавлялась механической.
Прогрессирующее, от цикла к циклу, увеличение размеров суши способствовало развитию и континентального седилитогенеза, включая и аридный. Начало кембрия на Сибирской платформе отмечено гигантским соленакоплением, включавшим и накопление калийных солей. Эвапориты кембрия следует искать и на других континентах, находившихся в то время в аридных зонах; поисковым признаком могут служить фосфориты. Эвапоритовые циклы выделяются по максимумам соленакопления в среднем-позднем девоне, ранней перми, поздней юре и миоцене (Жарков, Яншин, 1980; Яншин, 1988; и др.).
Прямое и косвенное воздействие биоса усилило во много раз наземное и подводное выветривание: в палеозое четко оформился латеритный его тип, прогрессирующий до наших дней; развился биоэлювий — почвы и биотурбиты в водоемах, а также усилилось панциреобразование на суше и под водой и гальмиролитическое минерало- и породообразование (глаукониты, железомарганцевые конкреции и корки, железные оолитовые руды, смектитовые глины и цеолититы по пепловым туфам, фосфориты и т. д.). Выветривание создавало и геологические формации: латеритной коры, карбонатных панцирей Австралии и других аридных зон, биоэлювиальную (биотурбитовую) писчего мела и мелоподобных известняков (верхний мел, палеоцен и эоцен) и гальмиролитическую красных эвпелагических глин (см. гл. 3, 4 кн. 1; гл. 7, 9, 10, 12, кн. 2).
В фанерозое прогрессивно развивалось каустобиолитообразование, накопление не только горючих сланцев, начавшееся еще в протерозое, но и нефти, газа и наиболее молодой группы — углей, первый мировой максимум которых был в среднем карбоне, второй — в перми и далее в триасе, юре, мелу и в кайнозое, особенно в голоцене: и ныне продолжает формироваться самый крупный по площади пласт торфяника в Западной Сибири и в других тундровых и таежных регионах России и Северной Америки: то же происходит в бассейнах Амазонки, р. Флай (Новая Гвинея) и других рек и в мангровой зоне дельт тропиков. Непрерывно формируются и нефтегазородные толщи.
В XX в. четко оформился и новый, антропогеновый, или техногеновый, тип литогенеза, в целом азональный и исключительно неоднородный, превосходящий по сложности процессов, их продуктов и накоплений природные типы и проявляющийся на геохимическом, минеральном, породном и формационном уровнях.
Неодолимое развитие жизни как по разнообразию, так и по объему и массе будет и дальше подавлять хемогенное осадконакопление и способствовать переработке механогенных и техногенных осадков, если человек искусственно не прервет жизнь или не подавит ее отравлением экзосферы Земли.
 
 
14.5.1. КЛАССИФИКАЦИЯ ФАКТОРОВ ЛИТОГЕНЕЗА
Осадочный процесс исключительно разнообразен по формам (генезису) и продуктам (осадочным породам). Это очевидное следствие его многофакторности, т. е. разнообразия движущих сил и конкретных причин образования осадков и пород, и полифациальности — богатства обстановок осадконакопления.
Н. М. Страхов в 1962 г. (Страхов, 1983, с. 614—615) назвал три движущих фактора развития внешних геосфер Земли и ее седиментогенеза; 1)«сам породообразовательный процесс, постепенно менявший физико-химическую обстановку на поверхности Земли», например, связывание при выветривании СО2, которая потом в виде СаСО3, и доломита отлагалась на дне и изымалась из атмосферы и гидросферы; убывание СО2 через режим рН определяло главные черты эволюции рудообразования в триаде Аl—Fe—Мn; 2)развитие биоса, воздействовавшего прямо (осаждением карбонатов, кремнезема, фосфатов и др.) и косвенно, например через уменьшение СО2 и генерацию и увеличение содержания О2 в атмосфере, через Eh и рН (они повышались); геохимическая подвижность Fe, Мп и А1 ограничивалась, доломитообра-зование уступало место осаждению извести; 3)тектонический режим земной коры — в основном косвенно — через создание материков и океанских или морских и других впадин, через вулканизм, землетрясения, рельеф и т. д.
Это действительно самые мощные движущие силы осадочного процесса, хотя к ним можно добавить примерно на том же иерархическом уровне динамику и состав атмосферы игидросферы, а также техногенез. Их взаимодействие еще больше усложняет причинную картину осадочного процесса, управляемого многими источниками энергии (Тимофеев и др., 1989; Сорохтин, Ушаков, 1993), потоки которой не только противоположны, но часто взаимно усиливаются. Самая большая трудность классификации факторов как раз в разграничении их «смесей» — вторичных, третичных и т. д., образовавшихся от взаимодействия очевидных главных и первичных — космических и земных. Количественная оценка вклада факторов весьма трудна и только начинает осуществляться (Тимофеев и др., 1989) в основном для современного этапа! Однако факторы литогенеза, особенно их комплексные системы, сильно эволюционировали в истории Земли (см. 14.1—14.4), что еще больше усложняет их оценку. Поэтому пока можно предложить лишь список факторов, главным образом высоких уровней.
Движущие (силы (факторы) литогенеза (высокие уровни):
I. Природные (естественные). 
А. Космические.
1. Вращение по галактической орбите, изменения наклона эклиптики иэксцентриситета земной орбиты; прецессионные циклы, годовые и суточные вращения Земли, вращения планет и Луны и т. д.
2. Космическое и солнечное излучение, тепло и свет,падение метеоритов и пр.
Б.Земнокосмические.
1. Климат: выветривание и другая зональность; движения атмосферы и гидросферы, разнородное состояние вещества и др.
2. Жизнь:
а) прямое влияние — извлечение вещества, биомасса, осаждение минерального вещества, создание биорельефа, создание почв и участие в выветривании, перенос вещества и др.;
б) косвенное влияние — противодействие химическому осаждению карбонатов, кремнезема, фосфатов; создание кислородной атмосферы, создание геохимических обстановок, влияние на постседиментационные преобразования.
3. Седилитогенез.
В. Земные и космоземные.
1. Сила тяжести: перенос вещества, его осаждение, уплотнение осадков и пород и их преобразование; соляной диапиризм; наведенные нагрузкой землетрясения и прогибание, флексурообразование, листрические сбросы, оползневая складчатость и т. д.
2. Магматизм: вулканизм — вынос и перенос вещества и энергии (тепла) и создание рельефа; глубинный магматизм — прогрев, мобилизация флюидов и рудных элементов, контактовый и ореольный метаморфизм, гидроэксплозии.
3. Метаморфизм погружения
4. Тектонические движения: а) прямое влияние —рельеф, брекчирование, рассланцевание, складкообразование, разрывы, землетрясения, колебания уровня моря, трансгрессии и регрессии, вулканизм, движение плит и блоков и др.; б) косвенное влияние — климат, закрытие и открытие проливов, отклонение течений, спуск снежных лавин, оползней, обвалов, мутевых потоков, генерации плывунов; рост биорифов, образование циклитов, террас, способствование миграции флюидов и др.
II. Техногенные (искусственные).
  1. Синтез новых веществ и материалов.
  2. Кластирование горных пород.
  3. Механическое перемещение горных пород, веществ иматериалов.
  4. Искусственные эрозионные и аккумулятивные формы рельефа,
  5. Создание внутрикоровых полостей и коллекторов
  6. Панциреобразование и цементация (кольматаж).
  7. Отравление среды, почв, биоса, гидро- и атмосферы.
  8. Регулирование рек, течений, образование водохранилищ.
  9. Новые виды растений и животных.
  10. Возделывание почв.
  11. Влияние на вечную мерзлоту и др.
Список факторов можно сократить, введя количественную оценку их вклада в осадочный процесс. Оценка в процентах пока ориентировочная, она относится в основном к современному седиментогенезу:
      1. Биологические прямого и косвенного действия - 30%
      2. Седилитогенез - 10
      3. Движения атмосферы и гидросферы - 30
      4. Климат - 10
      5. Рельеф и конфигурация побережной зоны  - 5
      6. Вулканизм - 5
      7. Сила тяжести - 5
      8. Тектонические  - 5
      9. Техногенные -1
Перечень факторов распадается на три диапазона: 1) в основном космический, экзогенный (1—4, частично 5); 2) в основном эндогенный земной (5—8) и 3) техногенный (9).
14.5.2. БИОГЕННЫЕ ФАКТОРЫ
Биогенные движущие силы осадочного процесса, по крайней мере в фанерозое и в настоящее время, являются основными или одними из двух-трех основных. Их можно подразделить на факторы прямого и косвенного действия.
14.5.2.1. Биогенные факторы прямого действия. Прямое действие жизни на осадочный процесс сказывается на всех стадиях, начиная от выветривания и кончая метагенезом, причем это воздействие сначала усиливается, достигает максимума на стадии накопления, а потом постепенно затухает. Наиболее сильно жизнь проявляется в накоплении рассеянного и концентрированного ОВ (биомассы — углей, горючих сланцев, нефти, газа и т. д.), осаждении минеральных веществ (карбонатов, силицитов, фосфоритов), формировании биорельефа, почв, кор выветривания, а слабее — в миграции компонентов в зоне осадкообразования и в стратисфере и их преобразовании в путях миграции.
Биомасса — результат жизненных сил и одновременно движущая сила вторичного характера, так как она является мощнейшим аккумулятором солнечной энергии — тепла и света — и включает как живое (растения, животные и микробиос), так и отмершее (трупы, торфяники, лесная подстилка, рассеянное ОВ, см. гл. 11 кн. 2) вещество. Оно буквально пронизывает всю зону осадконакопления (см. гл. 2.4 кн. 1), создавая биосферу Земли — самую динамичную, лабильную и энергетически наиболее мощную и «насыщенную» оболочку, которую можно рассматривать как барьерную между Землей и Космосом. Все минеральное вещество в этой зоне испытывает воздействие биоса и им перерабатывается, так что продукты переработки тоже становятся биосферными. Например, первичные мономинеральные кварцевые пески, россыпи, каолины, латеритные руды алюминия и железа и их механогенные накопления в ореолах рассеяния — биосферные образования (см. гл. 3.2 кн. 1). Количество и качество биомассы определяет ее каталитическое и иное влияние на всех последующих стадиях литогенеза как источника энергии и вещества в твердой (угли, битумы, витринит, графит, сера), жидкой (нефть, вода) и газовой (пары воды, CO2, УВ, H2S, Н2, N2, аммиак и др.) формах, ускоряющих или, наоборот, тормозящих преобразование минерального вещества. При углефикации и нефтегазогенерации наряду с газами и жидкими флюидами освобождаются разнообразные металлы и другие микроэлементы, связанные с ОВ; они растворяются в подземных водах, превращая их в «гидротермальные» стратосферного происхождения. Массы биофлюидов определяются тем, что в растениях и животных в составе преобладают «газовые» элементы: Н2, О2, N2S2 и др., а в конце длинной цепочки стадиальных превращений их остается 0—15%. Отделение биофлюидной фазы усиливается при прогревании стратисферы магматическими диапирами, парагенез с которыми часто принимается за генетические связи, т. е. все эти флюиды ошибочно относятся к мантийным, магмогенным, ювенильным. На самом деле они биогенны, что делает и большинство гидротермальных месторождений металлов также биогенными, биосферными (Тугаринов, 1983; Холодов, 1983).
Осаждение минерального вещества биосом — карбонатов (см. гл. 7 кн. 2), силицитов (см. гл. 6), фосфоритов (см. гл. 9), ферманганолитов (см. гл. 10 кн. 2) и сопутствующих им малых и рассеянных элементов — глобальный процесс самого высокого ранга, реализующийся на всех уровнях геологических тел, вплоть до формационного, косвенно (см. ниже), но часто доминантно отражающийся на многих абиогенных процессах литогенеза. Конденсация вещества атмо- и гидросферы до твердого состояния при участии литосферного происходит в основном секреционно планктонными или бентосными организмами, а также в результате биохимических превращений бактериальным и другим микробиосом почти исключительно под влиянием энергии Солнца, а его осаждение и накопление — гравитационно. По законам седиментационной интеграции его большая часть смешивается с другим, абиогенно осаждаемым веществом и часто рассеивается в нем (глинистом, силикатно-кластогенном и т. д.). На всех фазах процесса идет освобождение, как бы сбрасывание огромных масс энергии (Тимофеев и др., 1983 и др.), «антиэнтропийно» (не энтропийно) вложенной в это вещество биологическими и биохимическими процессами. Длинная цепь «энтропийных» процессов разрядки биоэнергии — мощный фактор преобразований в стратисфере.
Создание биорельефа — биогермов, твердого дна, лесов, болотных кочек — столбов (до 2 м высотой), термитников (до 5—7 м) и др. — важный фактор локального, регионального и полуглобального масштаба (барьерные и атолловые рифовые цепи), комплексно определяющий геоморфологическую, седиментологическую и геохимическую обстановки седиментации как био-, так и хемо- и механогенно-го накопления осадков и элювиальных их преобразований. Благодаря биорельефу становится возможным, например, пышное развитие и осаждение фито- и зоопланктона в той зоне, высокий уровень энергии которой (шельф) «не разрешал» такого накопления. И этот материал не «сгорал», а сохранялся и создавал крупнейшие месторождения нефти и газа.
Создание почв и участие в выветривании — одно из важнейших проявлений движущих сил биоса. Почвы в узком смысле слова — прямое порождение широкого комплекса биопроцессов: бактериальных и микрогрибковых, биохимических, механических расчленяющих (корни, норы, дождевые черви и др.) и биоседиментационных (отпад растений). Развитие биоса на суше с большим ускорением прямо определялось почвообразованием.
Собственно коры выветривания могут формироваться и без участия биоса, абиогенно, хотя полностью исключить микробный биос и в архее нельзя (возможно, он и зародился в осадках). Убыстрение и углубление химического выветривания происходили как при непосредственном участии ОВ, так и косвенно биогенно — через создание кислородной атмосферы. В значительной мере биогенны фосфаты, глауконит, шамозит и многие другие аутигенные минералы.
Прямое действие биоса сказывается и на других процессах, например на транспортировке биовеществ как в зоне осадкообразования, так и в стратисфере — с. помощью биофлюидов.
14.5.2.2. Косвенное влияние биогенных факторов на осадочный процесс, может быть, превосходит прямое. Оно проявляется в противодействии химическому осаждению карбонатов, кремнезема, фосфатов и других веществ, в создании кислородной атмосферы, геохимических и ландшафтных обстановок и в процессах постседиментационных преобразований.
Противодействие химической седиментации в основном происходит потому, что биос, извлекая карбонаты, кремнезем, фосфаты и другие биофильные компоненты для построения своего мягкого тела и скелета, понижает их содержание в гидросфере до концентраций, при которых невозможна их химическая садка из растворов. Это отчасти происходит и с коллоидными растворами, на большинство из которых биовещества оказывают стабилизирующее влияние, хотя и геологически кратковременное. Поэтому оно геоисторически переходит в способствование химическому осаждению из коллоидных растворов. Хемоседиментация карбонатов, фосфатов и кремнезема уже с позднего протерозоя испытывала ослабление одновременно с усилением конкурирующей биоседиментации.
В меньших циклах биос способствовал хемоседиментации, например карбонатов (извлечением СО2 из воды водорослями), Fe3+, Mn4+ и другие вещества (созданием кислородной среды или непосредственно — бактериями).
Создание кислородной атмосферы на Земле фотосинтезом в корне изменило состав атмосферы в целом: был «включен» самый мощный механизм связывания СO2 (а также воды, азота, фосфора, а затем и кислорода) — фито- и зоогенный, что, вместе с абиогенным осаждением карбонатов, освобождало от СО2 атмосферу, и она из почти венерианской становилась земной (см. гл. 10 кн. 2 и 14.3). Глобальные последствия появления больших масс кислорода на Земле в свободном состоянии многочисленны и важны. Стали возможными или во много раз интенсифицировались процессы окисления соединений железа, марганца, сероводорода, серы и других элементов и соединений, а также углерода ОВ (гниение, горение), появился сульфатный ион в гидросфере и увеличивалась концентрация азота в атмосфере; затруднялась миграция железа и марганца в ней (но миграция соединений урана, меди и других элементов усиливалась); стали возможными латеритизация при выветривании и интенсивное образование в корах выветривания бокситов и железных руд; ускорилось развитие животного биоса, переведшего биоэволюцию на качественно новые темпы и усилившего биоседиментацию карбонатов, кремнезема, фосфатов, ОВ и сопутствующих элементов; окислительные процессы достигли дна океанов (образование красной океанической глины и железомарганцевых конкреций и др.); могли осаждаться сульфаты и другие кислородные соединения, а также сера.
Создание геохимических обстановок, помимо кислородной в атмо- и гидросфере, выражается кислыми и весьма кислыми (до рН<4), а также резко восстановительными, типа черноморских, или, наоборот, резко окислительными (латеритные коры выветривания и красные океанические глины) условиями, создающимися порождаемыми не только в воде, но и в осадках и литосфере свободным О2 живым или мертвым биосом, водорослями, растениями, бактериями (аэробными и анаэробными), грибами и животными, а также и хемосинтезирующими организмами, например связанными с глубоководными термальными водами , вестиментиферами. Интенсивный фотосинтез водорослями приводит к многократному перенасыщению вод не только кислородом, но и карбонатами и реализуется в их массовом, часто лавинообразном химическом осаждении. Биосом создаются и .поддерживаются динамические геохимические барьеры в осадках (см. гл. 3.1 кн. 1). Кислые и весьма кислые почвы тайги и тундры — комплексное порождение биоса, низких температур и плоского рельефа. Отсюда выносятся все компоненты выветривающихся пород, кроме кремнезема, который и формирует подзол — уникальный мономинеральный, т. е. первичный высокозрелый кварцевый песок. Глауконит, сидерит, сульфиды и др. — продукты биоредукции и непосредственного участия ОВ.
Влияние биоса на собственно литогенез огромное и глубокое. Начиная с сингенеза и диагенеза, интенсивность которых в основном определяется количеством и качеством (реакционной способностью) захороненного ОВ и даже участием живого биоса (бактерий, может быть, низших грибов), и кончая метагенезом и метаморфизмом, происходит преобразование, новообразование и деструкция ОВ (см. гл. 11 кн. 2) и генерируются биофлюиды — СО2, Н2О, NH3, УВ-газы и нефть, ускоряющие или замедляющие преобразование минерального вещества, меняющие состав подземных вод, переносящих органическое и минеральное вещество на большие расстояния и формирующих большие, «рудные», концентрации как ОВ, так и сульфидных минералов, серы, урана и т. д. При образовании сверхвысоких пластовых давлений флюидов на больших глубинах (5—7 км) совершаются гидроразрывы и становятся проницаемыми даже аргиллиты.
14.5.3. СЕДИЛИТОГЕНЕЗ
Возможно ли, чтобы осадочный процесс сам себя двигал? В какой-то мере это происходит, поскольку понятие «осадочный процесс» комплексное и сложное. Н. М. Страхов (1983, с. 614), выдвинувший тезис о движущих силах «длительной и сложной истории развития геосфер и литогенеза», первым отметил «сам породообразовательный процесс, постепенно менявший физико-химическую обстановку на поверхности Земли, и привел пример глобального изымания из атмосферы и гидросферы и прочного связывания в породах «огромных масс CO2», начиная с выветривания пород на континентах и кончая осаждением СаСОз и доломита на дне морей и океанов. Он отмечает, что частично вулканизм и метаморфизм пополняют запасы СО2 новыми порциями, но «полной компенсации убыли СО2 в истории Земли не было; масса углекислоты в атмосфере и гидросфере, во всяком случае за последние 3*109 лет, медленно убывала. Именно это обстоятельство через режим рН определило главные черты эволюции рудообразования в триаде Al—Fe—Mn».
Можно здесь назвать и рассмотренный выше (см. 14.2.1) биогенный процесс осадконакопления, а также другие хемогенные и вулканогенные процессы. Даже чисто механические процессы, особенно катастрофические, меняя обстановку и прерывая, деформируя и видоизменяя седиментацию, например в дельтах (см. гл. 17, 18), береговых рифах (гл. 18) и речных террасах, также являются движущими силами как в малом, локальном и эпизодическом, так и в региональном и глобальном планах. Сильнее меняет осадочный процесс эволюция состава обломочных компонентов, что особенно сильно сказывается на постседиментационных преобразованиях.
К седиментологическим факторам следует отнести и обычную разнородность осадков, чаще всего оказывающихся интеграционной механической смесью резко различных по рН, Eh, поглощенным элементам, концентрациям и другим химическим и физическим свойствам компонентов (биогенных, вулканогенных, терригенных, эдафогенных и др.). Между ними неизбежны процессы выравнивания неравновесности — многочисленные густо- и тонкопронизывающие осадок движущие силы литогенеза, которые редко иссякают полностью из-за медленности процессов преобразования твердого, особенно стойкого и инертного силикатного материала, а нарастающие температура и давление создают новую неравновесность или неравновесность на другом уровне (см. гл. 3 кн. 1). Энергия дезинтеграции твердых частиц и химическая энергия вещества добавляются в седилитогенез.
Наконец, следует напомнить о главном начальном седи-мейтологическом процессе, определившем само образование Земли и все последующие экзогенные и эндогенные процессы, — первичной акреции метеоритного вещества.
14.5.4. ДВИЖЕНИЕ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ
Аэро- и гидродинамика — мощнейшие и постоянно действующие факторы седиментогенеза — в свою очередь определяются космическими (солнечным теплом, суточным и годовым вращением Земли, притяжением Луны и др.), климатическими, макрогеоморфологическими, седиментологическими и тектоническими факторами. Но во многом, если не в основном, аэро- и гидродинамика становятся самостоятельными движущими силами (эмерджентное, т. е. новое свойство более сложной системы), стоящими рядом с биосом и тяготением. Они определяют седиментогенез на всех уровнях — от глобального (струйные стратосферные движения, пассатные, циркумантарктическое и некоторые другие течения, выравнивающие состав атмосферы и гидросферы) и океанского (Гольфстрим, Куросио, донное меридиональное течение холодных вод, эпизодическое теплое течение Эль-Наньо и др.) до мелколокального (склоны или вершины метровых холмов и т. д.). Главные свойства этих геосфер — исключительно большие подвижность и энергетичность (см. гл. 2.4 и 3.3 кн. 1) — определяют их ведущую роль в формировании
осадков и отложений. Даже большинство других факторов, проявляют себя через движения этих подвижных оболочек Земли, например биогенные: скорость роста рифов прямо зависит от подвижности воды (они растут навстречу буре), биомасса планктона определяется интенсивностью апвеллин-гов или горизонтальных течений и т. д. Функционируют эти движущие силы прерывисто, пульсационно, что прямо отражается на строении осадков и отложений — создаются их слоистость и циклитовость, по масштабу которых восстанавливаются породившие их циклы движений воздуха и воды. Подвижность, прерывистость и пульсационность создают невозможную больше ни в одной другой оболочке концентрацию энергии за короткие промежутки времени и на ограниченных пространствах и ее взрывное, катастрофическое освобождение. Эта разрядка в виде бурь, смерчей, ураганов, обвалов, гигантских оползней освобождает энергию, эквивалентную тысячам взрывов атомных бомб (Наливкин, 1955— 1956) для единичного акта, и производит такую колоссальную седиментологическую работу, какая не могла быть совершена «нормальными» течениями и движениями не только за миллионы лет, но и никогда. Такая работа выражается в мобилизации вещества объемом в кубические километры, перемещении их на большие расстояния и отложении там многометровыми слоями за немногие часы или сутки. Новейшие данные убеждают, что именно пульсационность и катастрофичность, а не постепенность и не непрерывность точнее выражают сущность осадочного процесса, понять который невозможно со старых, ляйелевских, позиций.
Движения воздуха и воды имеют различия и свою специфику, но между ними больше общего: господство турбулентности, хотя при малых и очень больших скоростях возникают ламинарные и струйные движения; многоранговость круговоротов — от местных до глобальных, их сложная интерференция друг с другом, как бы «вложенность» мелких в более крупные; временная стационарность и лабильность, изменчивость; вероятностность (стохастичность) почти всех параметров; многофакторность образования и т. д. Аэро- и гидродинамика расчленяются на множество самостоятельных движущих сил (см. ч. I кн. 1), и практически все они функционируют пульсационно. Даже речное течение, казалось бы наиболее постоянное, совершается циклично, субритмично: паводки чередуются с меженными периодами, и такое «нормальное» функционирование прерывается более редкими мощными и сверхмощными наводнениями — потоками, во время которых совершается грандиозная работа, переносятся глыбы до десятков метров в диаметре и в целом осуществляется то, что было бы невозможно при обычных паводках не говоря уже о спокойном течении реки. Еще более грандиозны прорывы дельтовых проток и рек, меняющих русло (Хуанхэ и др.).
Прибой и другие пульсационные усилия и вызванные ими пертурбации раскачивают литосферу и порождают землетрясения силой до 4 баллов, что позволяет серьезно отнестись к идее В. Б. Шмакина (1991) об экзогенных факторах тектоники Земли. Только энергии атмосферных процессов —1029—1030 эрг/год (Сурков, 1985), превосходящей энергию всей земной тектоники, включая и дрейф плит (1025— 1026 эрг/год; Жарков, 1983; Шмакин, 1991), достаточно для обеспечения тектонических движений. Но к ней надо присоединить солнечную радиацию (1029—1030 эрг/год; Николаев, 1981) и приливную энергию (1028 эрг/год, а в катархее, когда Луна была ближе, 1031 эрг/год; Жарков, 1983). В. Б. Шмакин сравнивает это с тепловым потоком недр (1029 эрг/год; Николаев, 1981) и приходит к выводу, что даже тектонические процессы, т. е. движения тектоносферы, обеспечивались в основном экзогенными видами энергии: биогенной (через химическую энергию, произведенную биосом посредством солнечной и освобождаемую при ката- и метагенезе и метаморфизме), приливной (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993) и ротационной.
14.5.5. КЛИМАТ
Климат, наряду с тектоникой, считается главнейшим фактором осадочного процесса, а если включать в него рассмотренные выше биос, движения атмо- и гидросферы, седиментологические факторы, то и самым важным. Этот фактор, вероятно, и самый комплексный. Поэтому здесь мы отметим лишь более узкое его содержание — распределение тепла, света и влажности.
Тепло и свет, посылаемые Солнцем, распределяются в соответствии с наклоном поверхности Земли к солнечным лучам и создают широтную климатическую зональность, которая порождает ряд вторичных факторов и движущих сил: влажность, биос, движения воздуха и воды в океанах и другие, что позволило Н. М. Страхову (1960, 1962, 1963 и др.) обобщить влияние климата типами литогенеза (см. гл. 2.5), представление о которых развито А. П. Лисицыным (1978 и др.). Здесь достаточно перечислить основные направления влияния климатического фактора: выветривание, биогенная седиментация, химическое и механическое осадконакопление, рудообразующие процессы, диагенез и формациеобразование. Известно, что повышение температуры на 10°С увеличивает скорость химических реакций в 2—3 раза, а с учетом активизации биологических процессов — еще больше. Температурные колебания сказываются не только на суше, но и в океанах, обусловливая там пышное развитие биоса в оазисах жизни и поступление на дно огромных биомасс вещества, а также перемещение кислородсодержащих холодных вод от полярных зон к экваториальным и дальше.
Влажность — важнейший фактор литогенеза, определяющий развитие жизни, химические реакции в виде растворов и миграцию осадочного вещества на суше, под водой и под. землей, а также в глубоких недрах. Глубина и скорость выветривания, особенно- химического, помимо температуры определяются влажностью климата и достигают максимума в экваториальной влажной зоне. Многие из процессов выветривания затухают в аридных зонах, жаркой и холодной, хотя физическое выветривание здесь, а также в высокогорьях, усиливается. В равнинных пустынных районах формируется особый тип химического элювия — защитные карбонатные, солевые и кремневые панцири, пустынный загар, а в высоких широтах — водные, ледяные (мерзлота, наледи и лед на поверхности открытых вод). Вода — основная среда и способ переноса вещества на Земле (см. гл. 3.3 кн. 1) и основная среда осадконакопления (см. гл. 3.4 кн. 1) и диагенеза (см. гл. 3.5). Значение воды для осадочного процесса и даже тектонической жизни Земли огромно, а основные ее проявления — жизнь, растворение, гидратация и гидролиз минерального вещества и другое участие в виде химического реагента, аккумуляция космической и внутриземной энергии, экранирование отдачи земной энергии, регулирование климата и фактически порождение его зон, перенос вещества и энергии, осадконакопление, преобразование осадков и горных пород, генерация тектонических движений и участие в магматическом процессе.
14.5.6. РЕЛЬЕФ
Рельеф на Земле произведен эндо- и экзогенными силами (тектогенезом, магматизмом, климатом, биосом, космосом), но, будучи создан, он, в силу консервативности и стойкости, на длительное время (до миллиона лет и больше) становится самостоятельным фактором и мощнейшей движущей силой, определяемой его амплитудой, или энергией. Активная роль рельефа проявляется прежде всего в движении вещества на поверхности литосферы и формировании широкого спектра механогенных накоплений — от элювия и коллювия до абиссальных отложений и пещерных образований. При этом создаются механо-аккумулятивные формы рельефа (дюны, прибойные валы, конусы выноса, подгорные наклонные равнины, ледниковые панцири и т. д.), в свою очередь становящиеся факторами седиментогенеза.
Более косвенно влияние рельефа проявляется участием в генерации климата того или иного типа регионального, местного и меньше — глобального масштаба (улавливание и отражение солнечного тепла и света, защита от ветров, отклонение течений и т. д.), определением типа выветривания, ландшафтов, биоса и формированием побережной зоны — в седиментологическом отношении самой главной и результативной. Ее конфигурация — ширина, рельеф, ритм чередования мысов и заливов, лагун и дельт, а также любых западин и баров — становится самостоятельным фактором осадконакопления, выветривания и диагенеза (см. гл. 3.3 и 3.4 кн. 1), как бы подводящими итог работы предшествующих движущих сил, как экзо-, так и эндогенных. Созданный рельеф, по законам изостазии и равновесия, порождают и тектонические движения, чаще всего прогибания и шарьяжи.
14.5.7. ВУЛКАНИЗМ
Вулканизм — важнейшая, хотя на Земле в целом подчиненная, движущая сила литогенеза, проявляющаяся комплексно: в создании вулканического рельефа, как положительного (вулканические постройки, включая щиты и поля), так и отрицательного (кальдеры, кратеры и т. д.), в выносе огромных масс свежего, в том числе и ювенильного вещества (твердого, жидкого и газового) и мобилизации невулканического, в выносе глубинного тепла, переносе на большие расстояния и формировании осадков, отложений, элювия и формаций, а также руд и других полезных ископаемых и в косвенном влиянии на жизнь, аэро- и гидродинамику, стратисферу и тектоносферу. В вулканизме принимают участие и экзогенные факторы: вода гидросферы и мобилируемая прогревом и отжатием в стратисфере, СО2, другие газы и рудные компоненты, а также твердое вещество пород эпи- и эк-зокласты (см. гл. 4.3.13 и 18). В гидроэксплозиях вода становится «взрывным» веществом, а в грязевых вулканах такую роль выполняют углеводородные газы, газогидраты, CO2 и пары воды.
Вулканизм отчетливо эволюционировал в истории Земли как качественно, так и количественно и развивался циклично, но в целом сокращался (см. гл. 14.4). Сокращалось и его влияние на осадочный процесс, и из определяющего фактора в раннем и среднем докембрии он превратился лишь в сопутствующий. Однако в образовании железомарганцевых конкреций и некоторых рудоносных осадков вулканическая поставка рудного вещества становится сопоставимой с экзогенной или превышает ее, что эффектно проявляется в «черных курильщиках». Однако не все, что идет из недр, является истинно глубинным, магмогенным, тем более мантийным: большая часть внешне эндогенных поступлений мобилизуется на разных этажах литосферы, земной коры и стратисферы.
14.5.8. СИЛА ТЯЖЕСТИ
Гравитация в космосе, гравитация на Земле — универсальная движущая сила, несмотря на свою физическую простоту всесторонне и разнообразно проявляющаяся в осадочном процессе. Она сопровождает действие большинства других сил и процессов, даже работающих как бы против силы тяжести, как, например, ветровой перенос вещества на более высокие отметки рельефа, прибой, гидротермальный вынос вещества и т. д. Гравитация управляет стратификацией атмо-, гидро-, седименто- и биосферы, например обеспечивает зональность коры выветривания, расслоение вод, образование осадков любого генетического типа компонентов (терригенных, биогенных вулканогенных, атмогенных, космогенных и техногенных), дифференциацию компонентов осадка по удельной массе, уплотнение, растворение газов, отжатие воды; влияет на рост конкреций, раскристаллизацию, растворение в твердом состоянии под давлением, образование стилолитов, метаморфизм и т. д. Нередко сила тяжести непосредственно формирует отложения — обвалы, осыпи, оползни и другие типы коллювия («гравититы»), а также и осаждение из потоков и стоячих вод. В последнем случае осадки и отложения принято считать также гравитационными и противопоставлять их «гидрогенным» (волновым, прибойным, флювиальным), в образовании которых главным динамическим фактором является тот или иной тип движения воды, хотя гравитация обязательно участвует.
Гравитация как универсальная движущая сила литогенеза выражается в общем свойстве геологических тел, формируемом в ее силовом поле, а именно в их осевой симметрии, благодаря которой всегда обозначены верх и низ тел, подошва и их кровля. Это дает в руки геолога универсальный метод определения перевернутого или нормального залегания, отыскания вектора в метаморфизованных или рассланцованных породах. Для этого используются градационная слоистость, прогибание косых слойков книзу, скопление тяжелых компонентов у плотика, знаки ряби и размыва, следы элюви-ирования и зарывания и другие текстуры, особенно многочисленные и выразительные у осадочных пород (см. гл. 2.7 кн. 1).
14.5.9. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
До настоящего времени многие, если не большинство геологов, особенно тектонисты, считают тектонику универсальным и всемогущим фактором седиментогенеза и литогенеза. Даже при очень расширенном его понимании (включая вулканизм, оползневую и другую экзотектонику и т.д.) тектонические движения являются определяющими далеко не на всех этажах — уровнях процессов литогенеза, и роль их сильно преувеличивается. Особенно злоупотребляются «колебательные тектонические движения», которыми объясняли не только флишевую цикличность, но и слоистость осадочных пород — явное нарушение меры и доказательности.
Тем не менее тектонические движения (ТД) — важнейшие и универсальные движущие силы и одновременно часто проявляющиеся условия литогенеза. Условно их можно разделить на факторы прямого действия и косвенного влияния. П р я м о е участие ТД в литогенезе проявляется в создании регионального и глобального рельефа, брекчировании горных пород, их рассланцевании, складкообразовании, землетрясениях, вулканизме, колебаниях уровня океана, трансгрессиях и регрессиях.
Большинство мега- и макроформ рельефа Земли — континенты и океаны, горные и вулканические цепи и депрессии, равнины, плато, синеклизы и антеклизы, бассейны седиментации, антиклинали и синклинали, уступы (эскарпы), склоны и т. д., определяющие области денудации и мобилизации осадочного материала и области его накопления (осадочные бассейны) и формирования крупнейших геологических тел — формационных рядов, имеет практически прямое тектоническое происхождение: длительные однонаправленные вертикальные движения — поднятия и опускания, горизонтальные перемещения материков, крупных и мелких плит или сегментов земной коры, а также отдельных ее слоев и др. Эти движения из-за жесткости (твердости) горных пород и всей коры совершаются скачкообразно, пульсационно, путем более или менее длительного накопления напряжений и кратковременной взрывной их разрядки, сопровождающейся землетрясениями и каким-то малым шагом — скачком смещения. Эпейрогенез, как и горизонтальные смещения, совершающиеся нередко в течение сотен миллионов лет, порождает много вторичных факторов литогенеза и сопровождается не только другими тектоническими процессами, но и денудацией, коллювиальными и флювиальными перемещениями масс, изменениями уровня океана и морей, региональными и локальными трансгрессиями и регрессиями, изменениями направлений течений в водоемах и т. д.
Брекчирование по зонам разрывов, надвигов, шарьяжей добавляет некоторое количество рыхлого материала для осадкообразования, но больше проявляется созданием «отдушин» для миграции флюидов и других компонентов пород и формированием разнообразных месторождений металлов, серы, каустобиолитов. Рассланцевание, сопровождающее некоторые разрывы, но чаще совершающееся независимо от них в основном при боковых, стрессовых напряжениях, преобразует, метаморфизует осадочные породы на последней стадии литогенеза. Это выражается в появлении густой (на расстоянии в десятые и сотые доли миллиметра) системы мало проявляющейся трещиноватости, по которой ориентируются или переориентируются прежде всего филлосиликаты, чаще всего новообразованные или трансформированные» а затем каркасные и другие минералы, нередко поворачивающиеся в поле давления. Сланцеватость уменьшает прочность пород и несколько увеличивает их проницаемость.
Складкообразование пластично деформирует слоистые породы, отчасти их преобразует, но больше изменяет физические свойства толщ, делая их более проницаемыми и гетеротропными: компетентные слои упрочняются, хотя и брекчи-руются, а не компетентные, пластичные сильнее рассланцовываются и становятся плойчатыми, часто в замках складок увеличиваются в мощности («раздуваются») за счет пластичного перетекания и нагнетания вещества, тогда как на крыльях они утоняются, причем компетентные слои нередко-будинируются, и будины перемещаются и разворачиваются,, испытывая округление. Сходные будины образуются и сразу после отложения слоя (см. гл. 18 и 20). Как их различить?
Хотя землетрясения и вулканизм — прямое выражение тектонических сил, по своим седиментологическим результатам они больше опосредованные тектонические проявления. Землетрясения чаще всего служат спусковыми «крючками» оползней, обвалов, суспензионных потоков и других спазматических, нередко катастрофических событий, генерирующих специфические отложения, которые все чаще называются сейсмическими (сейсмитами? сейсмолитами? сейсмолювием?). Вулканизм (см. 14.5.6) связан с зонами растяжения и разрывами, но готовится физико-химическими процессами в верхней мантии или земной коре, т. е. является в основном самостоятельным фактором, инициальным для ряда тектонических движений.
Эвстатические колебания уровня Мирового океана вызываются поднятиями срединно-океанических хребтов или других крупных структур дна, а также глобальными его опусканиями, хотя к тем же результатам приводят и оледенения материков и другие климатические и тектоноклиматические события. Полигенетичность эвстатических колебаний — признак их значительной, хотя и относительной самостоятельности как фактора самого высокого уровня; он порождает ряд вторичных: например, учащение схода оползней и мутьевых потоков, усиление размыва, перемыва и выветривания на шельфе при падении уровня океана и, наоборот, при его поднятии расширяется зона тиховодной седиментации,, затухает турбидитный процесс и увеличивается роль лагунных и эстуариевых обстановок, усиливается био- и хемоседиментация (карбонатные, кремневые, фосфоритовые и эвапоритовые породы).
Локальные и региональные трансгрессии и регрессии имеют причиной локальные или региональные опускания и поднятия суши, обычно длительной (миллионы лет и больше — до сотен миллионов лет) периодичности, хотя сходные движения береговой линии могут вызываться и климатическими колебаниями — чередованиями аридных и влажных эпох — особенно в изолированных водоемах типа Каспийского, Черного и Средиземного морей. Д. В. Наливкин назвал их псевдорегрессиями и псевдотрансгрессиями. Подобные движения береговой линии наблюдаются и в дельтах; они происходят на фоне однонаправленного тектонического движения — непрерывного опускания зоны всей дельты или более обширной области — всего побережья, как это имеет место в дельте Миссисипи и в Восточном Китае.
Косвенное влияние тектонических движений проявляется в циклах седиментации, образовании морских и речных террас, росте рифов и торфяников, изменениях климата, изменениях береговой линии, в частности в закрытии и открытии проливов, отклонении течений, спуске смежных лавин, оползней, мутевых потоков, в обвалах и т. д. Циклы седиментации полигенетичны (см. гл. 17), и тектонические движения при формировании циклитов (ЦЛ) различны: элементарные ЦЛ формируются обычно независимо от колебательных тектонических движений, например при непрерывных опусканиях; мезоциклиты нередко порождаются колебательными движениями, и роль последних все возрастает с возрастанием ранга циклов. Наиболее общая причина и условие образования речных или морских террас, включая и коралловые, — также непрерывное или прерывистое однонаправленное поднятие суши, и этого достаточно для правильного террасирования склонов. Колебательные движения только деформировали бы ритмичность террасирования. Наиболее общим условием роста коралловых рифов также является опускание дна (см. гл. 17, 18), хотя есть рифы, которые формируются при противоположном, но также однонаправленном движении — поднятии берега — это береговые рифы типа новогвинейских (см. гл. 18). Смена знака движения отражается в остановках роста или разрушении рифов.
Влияние тектонических движений на климат второстепенное; оно опосредуется через мегарельеф: через рост континентов и суши или уменьшение их площади, т. е. посредством смены теократических эпох талассократическими. Климатические колебания более значительны в высоких широтах. Менее глобальные изменения климата вызываются поднятиями горных хребтов на пути ветров с океана, а расширение аридных областей — низким рельефом больших участков суши, расположенных в аридных поясах Земли, например в Австралии. Конфигурация береговой динии, открытие и закрытие проливов (например, образование пролива между Австралией и Антарктидой в палеогене), отклонение морских течений и другие изменения побережий также чаще имеют тектоническую природу, хотя нередко это совершают осадконакопление и биорифостроение. В образовании снежных лавин, обвалов, оползней и мутевых потоков участвуют тектонические движения по крайней мере двух типов: медленные эпейрогенические или надвиговые, создающие или возобновляющие условия склонов, и кратковременные скачки, сопровождающиеся землетрясениями, производящими спуск или обрушение больших масс рыхлого материала или целых блоков коренных пород.
Тектонические факторы тесно переплетались с космическими (лунноприливными и др.) и многими земными атектоническими (седиментогенез, климат, техногенез), многие из которых оказывались про- или предтектоническими, инициировавшими поднятия, прогибания, землетрясения, складчатость и разрывы. Геологические тела, особенно крупные и сложные, например материки, есть результат парагенеза разных сил и процессов, которые синтезировались геологической историей (см. 14.5.11).
14.5.10. ТЕХНОГЕННЫЕ ФАКТОРЫ
Человек своей хозяйственной деятельностью уже давно, по крайней мере со времен древних цивилизаций в Египте, Месопотамии и Китае, стал вмешиваться в природные процессы, нарушая их баланс разведением больших стад домашних животных, распахиванием почв, разработкой руд, минералов и камней. Но техногенное вмешательство в XX в. в сотни или тысячи раз превзошло все предшествующее, и человек, как известно, стал самостоятельным геологическим фактором. На это обратили внимание прежде всего защитники црироды, особенно после испытаний атомного оружия и катастроф на атомных электростанциях, наиболее грозной из которых стала Чернобыльская (1986 г.). Но и обычной своей промышленной и сельскохозяйственной деятельностью человек способен принести не меньший вред природе (Емлин, 1984, 1991).
Техногенез в литогенезе проявляется прежде всего синтезом новых, искусственных веществ и концентрированием природных до вредных и губительных для живой природы норм (см. 14.5.1) и отравлением биоса, почв, вод, атмосферы и недр. К этому примыкает техногенное панциреобразование при неправильном и неумеренном поливе хлопковых и других полей аридных зон, интенсифицирующие природный процесс подъема солей испаряющимися грунтовыми водами и вызывающее бронирование почв, становящихся непригодными для земледелия (см. гл. 3.2 и 18). Толщина карбонатных, сульфатных и других панцирей достигает нескольких метров.
Искусственные выемки — карьеры, шахты и другие внутрикоровые полости, часто для хранения не только газа, но и вредных отходов промышленности, — нарушают равновесие в верхней части земной коры и на склонах, порождают обвалы, провалы, сели и другие катастрофические явления и усиливают денудацию суши, мобилизуют огромные массы рыхлого осадочного материала и создают осадочные тела внутри этих выемок и полостей. Кластирование, раздробление горных пород взрывами, особенно атомными и горнопроходческими, сильно меняет верхнюю часть литосферы, делает ее проницаемой для агентов выветривания и отравления и также создает большие массы обломочного материала, готового для перемещения естественными или искусственными силами. Механическое перемещение колоссальных масс рыхлого, глинистого и жидкого материала часто превосходит природные по интенсивности за короткие отрезки времени: отвалы, плотины водохранилищ и электростанций, добыча воды, нефти и газа создают новую геологическую обстановку локального и регионального масштаба. Регулирование речных и морских течений, создание искусственных водохранилищ, наполнение водой которых генерирует землетрясения силой до первых баллов, локально меняют климат, деформируют речные и побережные процессы, обстановки и осадконакопление, уничтожают поймы — наиболее ценные для сельскохозяйственной деятельности элементы долины, нарушают устойчивость склонов, провоцируют оползни и другие коллювиальные процессы.
Тенденции возрастания вредящей природе хозяйственной функции человека противопоставляется культура, чувство и знание меры, ответственность человека и знание им законов природных и искусственных процессов и сил, а в итоге — способность прогнозирования последствий.
14.5.11. ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ И ХАРАКТЕР ЭВОЛЮЦИИ ФАКТОРОВ ЛИТОГЕНЕЗА
Факторы литогенеза, рассмотренные в значительной мере расчлененно и изолированно друг от друга (что необходимо для их более глубокого изучения), действуют совместно: каждый из них накладывается на одни и те же ландшафты, на одно и то же вещество или тело, где и происходит их реальное геологическое сложение и взаимодействие, частично; показанное выше (см. 14.4). Изучение такого взаимодействия только начинается, и оно требует применения системного анализа. Последний должен распространяться и на техногенные факторы и на техногенно-природные системы. Пока же мы применяем привычный подход — выявление доминантных сил или факторов, подавляющих другие и определяющих тип образования (см. 14.1—14.5).
Образование материков, например, обычно объясняется доминированием тектонических факторов. Однако не меньшую роль играли в этом седиментогенез, биос, гидро- и атмосфера, магматизм и метаморфизм, не говоря уже об универсальном факторе -— силе тяжести. Земная кора в такой же мере произведена земными, в какой и космическими силами (включающими приливы и жизнь). И те и другие интегрируются геологической историей, которую надо рассматривать как истинного творца не только материковых, но и океанических участков земной коры. В «недрах» геологической истории в сложном взаимодействии и переплетении функционировали все более частные факторы (на самом деле весьма сложные). Геологическая история, однако, к ним не сводится (хотя и состоит из них): она нечто большее, чем сумма всех геологических сил и порожденных ими тел. В каком-то одном аспекте, например в морфологическом (как форма рельефа), еще можно условно сказать, что материки созданы преимущественно тектоническими силами. Но в другом, например седиментологическом, они — результат осадконакопления, в третьем — порождение магматизма, метаморфизма.
То же относится и к более мелким структурам коры, вплоть до формаций, седициклитов, слоев, горных пород. Однако в этом ряду все более ослабляется участие тектонических сил и возрастает роль седиментационных.
Движущие силы, или факторы, литогенеза не оставались неизменными на протяжении длительной истории Земли, а менялись в определенном направлении, как менялся и производимый ими литогенез (см. 14.2—14.4). Особенность этой эволюции — довольно малая изменчивость самих факторов по сравнению с более резко выраженной эволюцией комплексов факторов и особенно на фоне интенсивной эволюции условий, или обстановок. Поэтому эволюция последних — главное содержание исторической литологии, а эволюция процессов — подчиненная сторона.
На фоне макроэволюции совершалась эволюция литогенеза в бассейнах седиментации разного масштаба — от океанических до внутриконтинентальных морей. Можно говорить и об эволюции осадконакопления за время формирования циклитов разного масштаба, что обычно устанавливается при региональных исследованиях и специальных литоло-гических работах. В этой эволюции регионального и местного масштаба и происходит реальная интерференция факторов литогенеза, и она наиболее достоверно может быть изучена геологическими, литологическими и другими специальными методами. Такое комплексное изучение вычленяет из переплетения сил факторы разной природы и радиуса действия: глобальные, региональные и местные (см. ч. 3 кн. 3).
У геологов, по-видимому, уже нет сомнения,. что литогенез, как и магматизм и тектоногенез, эволюционирует направленно-циклично, в целом проходя неповторимые стадии или фазы. В этой эволюции все отчетливее осознается пульсационность как седиментогенеза и литогенеза, так и других форм развития Земли. При этом пульсационность — не только образное выражение, сближающее жизнь Земли с дыханием живого существа, но и имеет более глубокий смысл. Земля — еще не мертвое, а живое космическое тело достаточно крупного размера, оптимально удаленное от Солнца и, главное, гетерогенное и в основной своей массе твердое. Внутренняя неустойчивость вещества, постоянно подпитываемая внешней энергией, долго будет поддерживать геологическую жизнь, в которой процессы выравнивания состояний реализуются не сразу, а с разным замедлением (на часы — миллиарды лет), определяемым косностью вещества, степенью его закрытости и взаимодействием сил. Поэтому энергия и напряжения могут накапливаться, а разрядка часто происходит сравнительно быстро и катастрофически. Земля пульсирует в разных ритмах, испытывая то общее увеличение объема, то локально поднимаясь или опускаясь, то претерпевая горизонтальные смещения разного типа и масштаба. Земля дышит, живет, и задача геологов — изучить циклы ее пульсаций.

 

О статье: 

Глава 14 из учебника "Литология" (цитируется по изданию: Фролов В.Т. Литология. Кн.3: Учебное пособие. - M.: Изд-во МГУ, 1995. - 352 с.)

Комментарии

Спасибо,

Спасибо, Миша! "СЕДИЛИТОГЁНЕЗ" особо порадовал)

Подчистил, вставил рисунки.

Подчистил, вставил рисунки.