В.Г. Кузнецов
ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНОГО
ПОРОДООБРАЗОВАПИЯ
В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Москва
Научный мир
2016

УДК 551:629.55
ББК 26.343.1
К89
Кузнецов В.Г.
К89 ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНОГО ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ В ИСТОРИИ
ЗЕМЛИ. -М.: Научный мир, 2016. - 2 12 с.
ISBN 978-5 -91522-413-0
Кратко рассматривается история возникновения и развития эволюционного
направления в литологии. Описана эволюции главных «формациеобразующих»
типов осадочных горных пород - обломочных, карбонатных, кремнистых, соле­
вых, также некоторых видов осадочных полезных ископаемых - бокситов, фос­
форитов, частично и очень кратко - рудных, накопления органического вещества
и его главных производных - горючих ископаемых. Охарактеризованы основ­
ные факторы эволюции осадочного процесса и осадочного породообразования
-
смена состава пород источников сноса, изменение геохимических обстановок
внешних геосфер, возникновение и развитие жизни. Показано, что эволюция
осадочного процесса и осадочного породообразования в конечном счете опреде­
ляется специфически земным феноменом - жизнью. Кроме непосредственного
влияния организмов на осадочный процесс жизнь, что наиболее важно, опреде­
ляла и определяет изменение глобальных обстановок на Земле, которые, в свою
очередь, влияли на осадочный процесс.
Для сотрудников научно-исследовательских и производственных геологиче­
ских организаций страны.
ISBN 978-5 -91522-413-0
©В.Г:Кузнецов,2016
©Научный мир, 2016
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие редактора
Введение ......................................................................... " . .. . " .. .. .
Глава 1. Возникновение и история становления
ЭВОЛЮЦИОННОГО направления в литологии
Глава 2. Эволюция обломочного породообразования
.."..".
Глава 3. Эволюции карбонатонакопления ""... """" ...... """.
Глава 4. Эволюция кременакопления " .. " ...... "" "." ... """ .. " ..
Глава 5. Эволюция соленакопления ""."".""".".""".""""""
Глава 6. Эволюция накопления некоторых видов
5
7
10
28
45
70
83
полезных ископаемых """"."." """" .. "" "" .. "." """".
94
6.1. Эволюция бокситообразования .. """ ." . . " . . ".""""
94
6.2. Эволюция фосфатонакопления
. . " .""" . .. """"......
101
6.3. Роль биоты в эволюции комплексов
металлических полезных ископаемых .. ""."."". .
107
Глава 7. Эволюция накопления органического вещества и
формирования горючих ископаемых .
в геологической истории Земли " ..... """" ..... """"...
109
7.1 . Изменение содержаний органического вещества
в геологическойистории ."."""..".""...."" .... "."..
7.2. Изменение форм органического материала
и фациальных обстановок его накопления . "." .. .
110
114

4
Оглавление
7.3 . Эволюция накопления горючих ископаемых
в геологической истории Земли ."" """"""""" " ..
7.4 . Неравномерность накопления органического
вещества и горючих ископаемых
118
в геологической истории """""""""""""" .. "" ""
126
7.5. Некоторые черты эволюции характера
коллекторов и природных резервуаров """"""."
130
Глава 8. Микробиолиты и их эволюция """"""""""".""."..
138
8.1 . Вещественно-морфологическое выражение
микробиолитов .""". ""... "."""" .. """.""."."." .. ""
140
8.2 . Способы осаждения и обстановки формирования
микробиолитов .... ""." ... """"" .. ". """"""" """" ".
148
8.3 . Черты эволюции микробиального
породообразования ."." ". "".""" ".""" .. ".". "." .... "
154
Глава 9. Некоторые общие черты и закономерности
эволюции осадочного породообразования ."""."".
157
9.1 . О специфике эволюции геологических систем
разного уровня организации."""".""".""."""."" 158
9.2 . Причины эволюции осадочного породообразования
и реконструкция изменений обстановок
на поверхности Земли. ""."" .""."."" ."".".". "" ""
167
9.3 . Общая схема эволюции обстановок осадочного
породообразования """"""". """ .... """"""" """."
177
9.4. Основные этапы осадочного породообразования
в истории Земли """.""." "".""." ". """" .""" "".""
183
9.5. Периодичность осадочного
породообразования """""."""." ... " "".. "."" ."".""
189
Заключение""""""""".""."""" ... " "." ....... " ... ""."""". """""".
192
Литература ... "" . . . . .. """" ."".""" """"""" . .. """" .. """ ... " .. """. .
195
ПРЕДИСЛОВИЕ РЕДАКТОРА
В середине ХХ века стало ясно, что униформизм и основанная
на нем методика исследования - актуализм, ни в коей мере не мо­
гут быть методологической основой геологии, науки по своей сути
исторической. В нашей стране становление и развитие нового науч­
ного, приоритетного по сути дела, направления - изучения эволюции
геологических процессов, связано с именем выдающегося ученого
-
Александра Леонидовича Яншина. Интересно отметить, что сам
А.Л. Яншин указывал, что впервые вопрос об эволюции геологиче­
ских процессов, смена парадигмы - произошла именно в литологии,
науке об осадочных породах.
Работы самого А.Л. Яншина, сотрудников руководимых им на­
учных подразделений и многих других научных организаций выяви­
ли многочисленные факты эволюции разнообразных геологических
процессов и их результаты. Список опубликованных работ по про­
блеме только в Советском Союзе, а затем в России вряд ли поддаётся
исчерпывающему или сколько-нибудь полному исчислению. Среди
крупнейших отечественных ученых наряду с А.Л. Яншиным нель­
зя не отметить фундаментальные исследования Л.В. Пустовалова,
А.Б. Роншщ, Н.М. Страхова и других ученых.
Вместе с тем, предлагаемая работа известного российского ли­
толога, крупного специалиста в области нефтегазовой литологии,
литологии и нефтегазоносности карбонатных отложений, представ­
ляет несомненный интерес, поскольку развивает многие положения
эволюции на примере осадочных пород и содержит новые и важные
положения. Ряд излагаемых в ней материалов были ранее опублико­
ваны в рейтинговых отечественных и международных журналах, но
их обобщение с добавлением новых сведений и выводов в едином из­
дании весьма полезно.
В книге рассматривается история этой отрасли знаний от антич­
ности до наших дней, и В.Г. Кузнецов убедительно показывает объ­
ективную обусловленность перехода к историческому подходу в
изучении природы, и геологии в частности. Основной объем книги
представляет собой установление и описание эволюции главных
«формациеобразующию> типов осадочных горных пород - обломоч-

6
Предисловие редактора
ных, карбонатных, кремнистых, солевых, также некоторых видов оса­
дочных полезных ископаемых - бокситов, фосфоритов, частично и
очень кратко - рудных. Крайне важным является анализ эволюции на­
копления органического вещества и его главных производных - горю­
чих ископаемых. При этом использованы результаты как собственных
исследований автора, так и, что совершенно естественно и оправдано
в подобного рода работах, огромный литературный материал, творче­
ски и под одним углом зрения переработанный автором.
Кроме своего рода фактологической базы и обобщения этого ма­
териала новым является положение о своеобразии эволюцци геологи­
ческих систем разного уровня организации, а также, видимо, впервые
рассмотрение таким образом бактериального осадкообразования и его
эволюция. Всё это позволило В.Г. Кузнецову рассмотреть и аргумен­
тированно сформулировать основные факторы эволюции осадочно­
го процесса и осадочного породообразования - смену состава пород
источников сноса, изменение геохимических обстановок внешних
геосфер, возникновение и развитие жизни. Развивая учение В.И. Вер­
надского о биосфере, В.Г. Кузнецов показывает, что эволюция оса­
дочного процесса и осадочного породообразования в конечном счете
определяется именно этим феноменом - жизнью. Кроме непосред­
ственного влияния организмов на осадочный процесс в виде, наnри­
мер, образования конкретных пород - органогенных известняков,
диатомитов и т.д" жизнь, что более важно, определяла и определяет и
изменение глобальных обстановок на Земле, которые, в свою очередь,
влияли на осадочный процесс.
Другой важный и интересный вывод - положение о том, что из­
учение эволюции осадочного породообразования позволяет рекон­
струировать изменение глобальных обстановок на Земле. Оно также
является способом решения проблемы, так как дает возможность по­
нять и выявить причины и условия образования тех или иных осадоч­
ных пород, как имеющих сквозное развитие во всей известной гео­
логической истории Земли, так и прекративших свое формирование в
прошлом, и, напротив, возникших в течение этой истории.
Можно надеяться, что новая книга В.Г. Кузнецова будет с интере­
сом воспринята научной общественностью, а также и геологами про­
изводственных организаций страны.
Профессор С. Ф. Хафизов
ВВЕДЕНИЕ
Геология по своей природе - наука историческая. Она возникла
как самостоятельная отрасль знаний на базе палеонтологии и начала
восстанавливать историю Земли первоначально в интервале разреза,
охарактеризованного ископаемыми остатками животных и растений,
а позднее и более древних «немых» образований. В течение долгого
времени рассматривались общие обстановки и их изменения, что со­
ставило основу исторической геологии, но со второй половины ХХ
столетия начали изучаться и изменения геологических процессов, и
возникло целое направление - эволюция геологических процессов в
истории Земли. Начало этому было положено высказанными в самой
общей форме идеями об эволюции осадочного породообразования.
Ныне это направление стало, наряду с седиментационным и стади­
альным, равноправным разделом теоретической литологии. Список
опубликованных работ по тематике в виде отдельных статей, темати­
ческих сборников .и монографий вряд ли сейчас поддается сколько­
нибудь полному перечислению. Были установлены и описаны много­
численные факты эволюции отдельных типов осадочных пород, ко­
торые во многом, наряду с материалами автора, составили, с соответ­
ствующими ссылками, фактологическую основу настоящей работы.
Естественно, что при рассмотрении столь общей проблемы, какой
является эволюция осадочного процесса и осадочного породообра­
зования, кроме собственных исследований автора было необходимо
проанализировать значительный объем научной литературы, а иногда
и дать иную, чем в авторском оригинале, трактовку материала.При
этом собственные авторские разработки нередко составляли мень­
шую по сравнению со всем проанализированным материалом часть.
Основной целью настоящей работы было собрать и систематизи­
ровать эти данные по отдельным типам отложений, сопоставить их
друг с другом и другими, не только литологическими, показателями
и рассмотреть весь комплекс данных с единых позиций. Опережая и

8
Введение
предваряя изложенные ниже факты и выводы, отметим, что ведущим
принципом (основанием) было сопоставление эволюции отдельных
типов осадочных пород и их ассоциаций с развитием и эволюцией
органического мира.
Совершенно ясно, что детальность и глубина анализа эволюции
отдельных пород далеко не одинаковы. Значительно детальней изуче­
ны более широко распространенные породы, несколько подробней
описаны породы - объекты собствеf!НЫХ исследований автора, непро­
порционально больше относительно их распространенности описаны
(рассмотрены) каустобиолиты и в целом эволюция накопления орга­
нического вещества. Последнее вполне естественно, поскольку, как
только что отмечено, одним из важнейших факторов, определяющих
осадочный процесс, была жизнь, и эволюция органического мира в
громадной степени обусловила и эволюцию процессов осадочного
породообразования.
При этом выяснилась парадоксальная ситуация - эволюция самых
распространенных осадочных пород - глинистых, оказалась практи­
чески не изученной. А.Б. Роновым показано изменение во времени
элементного состава этих пород. Несколько иные данные приводит
Е.П. Акульшина [1971, 1976, 1983], исследование которой имели боль­
ше региональный характер. Ее материалы и выводы в ряде случаев
противоположны данным А.Б. Ронова (поведение натрия, алюминий­
натриевое отношение, частично отношение алюминия к титану и др.).
Одной из причин таких расхождений может быть в целом региональ­
ный характер исследований Е.П. Акульшиной, когда на химический
и особенно минеральный состав глинистых пород значительное, а в
ряде случаев, видимо, определяющее влияние оказывают именно ре­
гиональные факторы, и прежде всего состав пород источников сноса
данного региона и климатические условия. Последние, как известно,
определяют результат того или иного минералообразования в процес­
сах выветривания - кислого в гумидном и щелочного в аридном кли­
мате. Показательно в этом отношении, что в одних регионах на рубеже
девона-карбона в одних случаях происходила смена гидрослюдистой
ассоциации на монтмориллонитовую, в других - к этому рубежу приу­
рочено появление каолинита в форме «сухарных» глин.
Можно добавить, что одним из факторов, маскирующих измене­
ние минерального состава глинистых пород во времени, осложняю-
Введение
9
щих изучение эволюции глинистых пород на минеральном уровне,
является трансформация смектитов и каолинитов в иллиты - изме­
нение в процессах катагенеза по мере погружения и соответственно
упрощение и усреднение минерального состава.
Так или иначе, эволюция глинистых пород в данной работе специ­
ально не рассматривается, а некоторые сведения по материалам А.Б.
Ронова используются в выводах заключительной главы.
Основной фактический материал представлен в главах 2-7, в ко­
торых рассмотрена эволюция отдельных типов осадочных пород и
некоторых осадочных полезных ископаемых. При этом, естествен­
но, наряду с обсуждением конкретных пород, затронуты и некоторые
аспекты эволюции в течение геологической истории общей обстанов­
ки на Земле без их подробной аргументации. В целом же, как опреде­
ленный итоговый вывод из анализа изменений конкретных типов по­
род, причины подобной эволюции, равно как и общие выводы об эво­
люции обстановок осадкообразования и осадконакопления, то есть по
сути дела изменения состава и свойств внешних геосфер, составили
содержание заключительной главы.
Автор считает своей приятной обязянностью выразить глубочай­
шую признательность за научное радактирование настоящей книги и
спонсорскую поддержку ее издания С.В. Хафизову и А. Эрберу.
Автор также выражает сердечную благодарность Л.М. Журавлевой
за неоценимую помощь в подготовке настоящей книги к изданию и
любезное разрешение использовать ряд иллюстраций.

Глава 1
ВОЗНИКНОВЕНИЕ И ИСТОРИЯ
СТАНОRЛЕНИЯ ЭВОЛЮЦИОННОГО
НАПРАRЛЕНИЯ В ЛИТОЛОГИИ
Современная геология включает широкий комплекс наук о соста­
ве, строении и развитии Земли и более конкретно - ее внешней обо­
лочки. Наука, равно как и все ее разделы, так или иначе основана на
двух аспектах - изучение вещества Земли, и более конкретно
-
земной
коры, а также частично гидро- и атмосферы и последовательности,
истории образования и развития этого вещества и его разнообразных
форм за длительную, более 4 млрд. лет, историю нашей планеты.
Начало изучения, или точнее - освоения и использования веще­
ства, относится к глубокой древности. Первым «геологом» был че­
ловек палеолита, который для изготовления орудий должен был вы­
бирать и находить определенные, необходимые для этого «камни»
-
кремни. Не зря этот период более известен как каменный век в исто­
рии человечества. Более строгое, «научное», изучение вещества для
прикладных целей в форме минералогии и разделов горного дела при
исследовании и описании отдельных полезных ископаемых началось
в античное время и достигло значительных успехов в средние века.
Что касается второй, исторической (эволюционной), составляю­
щей геологии, то она, в научном смысле, появилась только в начале
ХIХвека с возникновением палеонтологии и основанной на ней стра­
тиграфии. Стало возможным относительное датирование отложений
и соответственно восстановление того, что принято называть истори­
ей геологического развития, или геологической историей.
Первоначально, и довольно длительное время, что закономерно
и вполне объяснимо, понятие эволюции было крайне упрощено, но
со временем оно становилось все более разносторонним, многогран-
Возникновение и история становления ...
11
ным, превратившись к концу ХХ столетия в большой самостоятель­
ный раздел геологии вообще.
Проблема постоянства и изменчивости в природе, их соотноше­
ния, интересовали человечество, и прежде всего его наиболее актив­
ную творческую часть, выражаясь современным языком - ученых,
хотя науки в ее нынешнем виде и понимании еще и не существовало
-
с древнейших времен. В античные времена Гераклитом была сфор­
мулирована известная максима о том, что все течет и все изменяется
и что в одну и ту же речку нельзя войти дважды.
Весьма определенно по отношению к тому, что позднее стало объ­
ектом изучения геологии, высказался величайший мыслитель антич­
ного мира, «отец всех наук», Аристотель: «Одни и те же области зем­
ли не остаются постоянно либо влажными, либо сухими, но меняют
[свои свойства] в зависимости от появления и иссякания рек. Поэтому
и суша, и моря меняются [местами], и земля не остается на все време­
на [землей], а моря [морем], но там, где была суша, возникает море, а
где ныне море, там снова будет суша [Аристотель, 1983, с. 25-26].
...Но
поскольку всякое естественное становление на земле проис­
ходит постепенно и в сроки, несравненно длиннее нашей жизни, эти
[явления] нам не заметны, и [даже] гибель и уничтожение целых на­
родов происходит прежде, чем [удается] засвидетельствовать от нача­
ла до конца какую-нибудь из таких перемен» [там же, с. 65].
«Итак, раз время бесконечно, а Вселенная вечна, то, очевидно, ни
Танаис, ни Нил не текли всегда, но в давние времена места, откуда
они вытекают, были сухи. Ведь действию рек положен предел, а вре­
мя его не имеет. То же самое можно сказать и о других реках. Но если
реки в самом деле возникают и исчезают, а одни и те же местности
не остаются влажными постоянно, то в соответствии с этим должно
меняться и море. И поскольку море всегда в одном месте отступает,
а в другом наступает, ясно, что и на всей Земле море и суша не оста­
ются сами собою, но со временем одно превращается в другое» [там
же, с. 70].
Очень важно отметить положение Аристотеля о крайней медлен­
ности этих изменений, о том, что наблюдать и устанавливать их не
всегда можно даже в течение целого ряда поколений.
С распадом античного мира, когда в Европе безраздельно господ­
ствовало христианство, практически на тысячелетие наступили, по
терминологии западной историографии, «темные времена», или, в

12
Глава 1
другом переводе - «мрачные века». Все воззрения, хотя бы в малей­
шей степени отклоняющиеся от текстов священного писания, объ­
являлись ересью, требующей искоренения и сурового наказания (как
правило, со стандартной формулировкой - «без пролития крови»,
то есть сожжением на костре). Об этом в своих лекциях по истории
науки говорил, в частности, В.И. Вернадский. Уже сам подзаголовок
седьмой лекции В.И. Вернадского по истории научного мировоззре­
ния «Регрессивное течение под влиянием христианства» ясно гово­
рит о положении науки и о взаимоотношении науки и религии. И в
самих лекциях В.И. Вернадский на конкретных примерах раскрывает
суть этого регресса: « ... главным образом под влиянием распростра­
нения христианства, в общее мировоззрение вошли новые взгляды,
и сильное религиозное одушевление охватило значительную часть
мыслящего общества. Под влиянием этого одушевления значительно
ослаб интерес кнаучной работе и погасло доверие к научным мето­
дам искания ... Научные истины не фиксировались в подрастающих
поколениях, разношерстные и разнообразные по этическому соста­
ву и культурным традициям правящие классы не овладевали тем на­
учным материалом, который был добыт в других условиях жизни ...
Наука и научные знания не проникали широко в жизнь. Научные воз­
зрения приноравливались к верованиям и потребностям, вынесенным
из совершенно чуждых им мировоззрений. При этих обстоятельствах
проникали, распространялись и овладевали образованием плохие и
суеверные выборки и компендии древнего географического знания»
[Вернадский, 1988, с. 110]. «В это время наряду с научным мето­
дом - и даже выше его
-
стал «богооткровенный» метод достижения
истины на всех путях, во всех вопросах, в крупном и мелком» [там
же, с. 111]. Это обстоятельство не замедлило сказаться и на разви­
тии конкретных наук, привело к ложным выводам. «Таким образом, с
одной стороны, охлаждение к научным вопросам, с другой, появление
нового - не научного, а религиозного метода решения вопроса
-
оди­
наково привели в конце концов к замене или появлению в науке лож­
ного представления о характере нашей планеты» [там же, с. 111].
В.И. Вернадский приводит положение одного из идеологов христи­
анства, Лактанция, который считал, что целый ряд вопросов, сугубо
естественнонаучных, таких как форма и размеры небесных тел, их
состав и т.д. « ... не могут быть познаны человеком одним разумом, а
Возникновение и история становления ...
13
те, которые к этому стремятся, должны считаться сумасшедшими и
помутившимися рассудком» [там же, с. 111-112].
Даже в конце XVIII века «для подавляющей массы человече­
ства религиозная истина выше и убедительнее научной, и послед­
няя должна уступить, когда между ними оказывается противоречие»
[Вернадский, 1991, с. 97].
Основные «естественнонаучные» представления, изложенные в
Моисеевом повествовании, освещались средневековой «официаль­
ной» наукой и были основаны на постулатах Библии.
И если изменения, происходящие в небольшие отрезки времени,
не отвергались, то в науках о Земле и в вопросах эволюции в масшта­
бах «геологического времени» господствовал один принцип.
Согласно Библии, весь мир - твердь небесная, суша
-
земля, со­
брание вод - моря, все растения и животные, включая венец творе­
ния - человека, было создано за шесть дней примерно шесть тысяч
лет тому назад. Время существования мира по подсчетам богословов
разных школ колеблется от 3483 до 6984 лет до новой эры [Леонтьева
и др" 1994, с. 216]. Имеются сведения, что архиепископ Ашера
рассчитал «точное» время создания Земли - 9 часов утра 26 октября
4004 г. до рождества Христова [Хэллем, 1985, с. 104]. И. Вальтер
указывал, что «гениальный Бюффон рассчитал длительное существо­
вание Земли и вызвал сопротивление тех, ...кто верил, что наша земля
создана была 7 октября 3761 года до Рождества Христова» [Вальтер,
1912, с. 510]. Еще одна, столь же «точная», дата. Суть, однако, оста­
валась в общем неизменной - мир, все его разнообразие и население
созданы за шесть дней творенья, все вечно и постоянно.
На фоне этого постоянства и стабильности происходили и опреде­
ленные катаклизмы, которые, однако, не приводили к каким-либо су­
щественным изменениям, в том числе в органическом мире. Таковыми
были, например, вызванные божьим гневом уничтожение Содома и
Гоморры, Всемирный потоп и некоторые другие.
Выдающиеся умы своего времени, особенно эпохи Возрождения,
скажем мягко, скептически относились к подобным катастрофам.
Так, Леонардо да Винчи в своих заметках неоднократно обсуждал
такое событие, как Всемирный потоп, и с самых разных сторон пока­
зывал его несостоятельность: «Здесь возникает сомнение, а именно:
потоп, происшедший во времена Ноя, бьm ли всеобщим или нет? - и

14
Глава 1
кажется, что нет, по причинам, которые будут указаны» [Леонардо да
Винчи, 1999, с. 280] (подробнее см.[Кузнецов, 2007]).
В XVII столетии Николай Стенон указывал, что « ... Тоскана дваж­
ды была покрыта жидкостью, дважды являлась плоской и сухой и два
раза была испещрена неровностями» [Николай Стенон, 1957, с. 60].
Через 100 лет в друrой стране - в России
-
в 1763 году были на­
писаны следующие строчки (грамматика полностью сохранена по
изданию 1850 г.): «И во первых твердо помнить должно, что выди­
мыятелесныя на земли вещи и весь мир не в таком состоянии были с
начала от создания, как ныне находим, но великияпроизходили в нем
перемены, что показывает История и древняя География, с нынешнею
снесенная и случающиеся в наши дни перемены земной поверхно­
сти....И так напрасно многие думают, что все как видим, с начала
Творцом создано; будто нетомко горы, долы и воды, но и разные роды
минералов произошли вместе со всем светом, и потому де не надобно
изследовать причин, для чего они внутренними свойствами и поло­
жением мест разнятся. Таковыяразсуждения весьма вредны прираще­
нию всех наук, следовательно и натуральному знанию шара земного,
и особливо искусству руднаго дела, хотя оных умникам и легко быть
философами, выучась наизусть три слова: Бог так сотворшz; и сие
дая в ответ в место всех причин» [Ломоносов, 1850, с. 508-509]
(разрядка Ломоносова - В.К.).
Развитие естествознания привело к тому, что к концу XVIII - на­
чалу XIX веков отрицать изменения в природе было уже невозможно.
К примеру, смена в разрезе одних пород другими и в еще большей
степени смена остатков одних фаунистических сообществ другими
явно была связана с какими-то изменениями. Они, однако, так или
иначе привязывались к Священному Писанию и объяснялись в соот­
ветствии с ним. Еще в конце ХVIПвека ископаемые остатки исполин­
ской саламандры, найденной вблизи г. Энингена, считались остатками
одного из тех «нечестивых» людей, которые по воле бога погибли во
время всемирного потопа. Один из естествоиспытателей того времени
Шейхцер писал: «Это редкий памятник проклятого Богом допотоп­
ного человека» и сопроводил свое исследование оптимистическими
стихотворными пожеланиями «Истлевший прах бедняги-нечестивца,
Смягчи злодейства нынешних времен!» [Неймайр, 1904, т. 1, с. 18].
Основные причины изменений связывались с наличием всемир­
ных катастроф, которые кардинальным образом меняли органический
Возникновение и история становления ...
15
и неорганический мир планеты. Считалось, что в Мировом океане по
всему земному шару формировались одинаковые породы и жили одина­
ковые организмы. Частично эти представления были обусловлены отно­
сительной ограниченностью территории и грубой детальностью иссле­
дований мощных длительно формировавшихся толщ. Действительно,
отложения, содержащие каменные угли в Силезском бассейне, Руре и в
Англии, были одновозрастны, что зафиксировано в сохранившимся до
сих пор названии - каменноугольная система. Меловая система назва­
на так, поскольку отложения верхнего отдела Центральной и частично
Северной Европы представлены писчим мелом.
После очередной катастрофы (а выделяли до 23-28 подобных со­
бытий) происходило изменение состава образующихся вновь отло­
жений. В еще большей степени катастрофы сказывались на органи­
ческом мире, после которых он обновлялся кардинальным образом.
Наиболее ярко это выразил выдающийся естествоиспытатель, прак­
тический создатель палеонтологии Ж. Кювье: «Итак, жизнь не раз по­
трясалась на нашей земле страшными событиями. Бесчисленные жи­
вые существа становились жертвой катастроф: одни, обитатели суши,
были поглощаемы потопами, другие, населявшие недра вод, оказы­
вались на суше вместе с внезапно приподнятым дном моря; сами их
расы навеки исчезали, оставив на свете лишь немногие остатки, едва
различимые для натуралистов» [Кювье, 1937, с. 83].
Как ни парадоксально это выглядит, первые «бреши» в господ­
ствующих представлениях о постоянстве обстановок и процессов
пробили те, кто заложил основы униформизма - представления о по­
стоянстве всех процессов и обстановок в истории Земли.
Были высказаны и тем или иным образом доказаны «крамольные»
мысли о длительности существования Земли. Так, выдающийся эн­
циклопедист второй половины ХVШвека Ж.Л. Бюффон, с 1776 года
почетный член Петербургской АН, исходя из своих космогенетиче­
ских представлений об образовании Земли (неважно, что эти пред­
ставления сейчас отставлены и представляют сугубо исторический
интерес), определил время существования Земли в 75 тысяч лет. Это
в корне противоречило догматам священного писания и, естествен­
но, вызвало и активное неудовольствие и резкую критику со стороны
церкви и удаление его из Сорбонны. К чести Людовика XV надо отме­
тить, что именно заступничество этого монарха спасло Ж. Бюффона
от более радикальных мер со стороны католической церкви. Важное

16
Глава 1
положительное значение представлений Ж. Бюффона о длительности
истории Земли и вовлечение в рассмотрение времени, неоднократно
подчеркивал В.И. Вернадский.
Ж. Бюффон проводил идеи об использовании данных о современ­
ных условиях и процессах для воссоздания обстановок прошлого (грам­
матика полностью сохранена по изданию 1789 г. ): « ... чтобы узнать, что
прежде всего на ней (Земле-В.К.) происходило, разсмотрим, что ныне
на дне морском делается, и производя из сих наблюдений основатель­
ные заключения можем удостовериться о нынешнем виде и внутрен­
нем строении Земли нами обитаемой)) [Бюффон, 1789, с. 86].
В первой трети XIX века произошли кардинальные изменения
представлений о развитии Земли. Это был «героический периощ)
становления геологии как самостоятельной науки. Однако при этом
вопросы эволюции даже не возникали. Было признано, естественно,
в научном мире, что изменения в истории земли происходили, одна­
ко причины этого принимались весьма упрощенно. Примерно в одно
и то же время и в разных странах сложились примерно одинаковые
представления о том, что те небольшие изменения, которые можно
наблюдать в настоящее время, суммируясь, приводят к значительным
изменениям, которые и обнаруживают геологи. Изменения обстано­
вок и процессов по сути дела даже не рассматривались.
Подобные соображения, применимые к наукам о Земле, по сути
дела к геологии, соображения о постепенных изменениях на Зем­
ле, о том, что прошлое можно восстанавливать, наблюдая и изучая
действующие в настоящее время геологические силы, были выска­
заны и в той или иной мере обоснованы в Англии Дж. Геттоном, в
Германии Карлом Гоффом. Идеи эти, как следует из приведенной
выше цитаты, восходят, по крайней мере, к Ж. Бюффону.
Немецкий натуралист-любитель Карл фон Гофф, по мнению не­
мецких естествоиспытателей, в своем изданном в 1822-1841 годах
пятитомнике «История естественных изменений поверхности земной
коры, установленная на основании исторических свидетельстю), за­
ложил принципы «онтологического метода как основы геологических
выводою) [Вальтер, 1912, с. 50]. Труд этот составляет «краеуголь­
ный камень в истории геологию) [там же, с. 50]. Приоритет и значе­
ние работ К. фон Гоффа И. Вальтер неоднократно подчеркивал и в ка­
питальном «Введении в геологию как историческую науку)) [Walther,
1893/1894, s. 2- ХХХ].
Возниюювение и история становления ...
17
Важно отметить, что представления К. Гоффа и Дж. Геттона упали
на уже подготовленные предшествующим развитием общенаучные
знания и были поэтому быстро восприняты.
Законченное выражение подобные идеи приобрели у Чарлза
Лайеля, с именем которого совершенно справедливо связывается ста­
новление актуализма в геологии и создание одного из ведущих ме­
тодов геологических исследований. Написание фамилии Ч. Лайеля
в русских изданиях неоднократно менялось. В предлагаемом тексте
оно дано в современном варианте, а в ссылках и цитатах - в ориги­
нальном для каждого издания написании.
Полнее всего, с подробной· аргументацией, эти идеи он развил и
обосновал в многократно переиздававшейся книге «Принципы гео­
логии, являющиеся попыткой объяснить прошлые изменения поверх­
ности Земли путем соотношения с причинами, ныне действующи­
мю>. Русский перевод 9-го издания вышел в 1866 г. под названием
«Основные начала геологии или новейшие изменения Земли и ее оби­
тателей)> [Ляйэлль, 1866].
На русском языке наиболее четко основное положение Лайеля от­
ражено в цитате, приведенной в энциклопедическом словаре Брокгауза
и Ефрона, а не в переводе «Основных начаю): « ... с древнейших вре­
мен до наших дней не действовали никакие другие причины, кроме
тех, которые ныне действуют, и действия их всегда проявлялись с той
же энергией, которую они проявляют ныне)> [Брокгауз, Ефрон, 1896,
с. 272]. Это положение долго существовало как ведущая парадигма
геологии.
И. Вальтер пытался восстановить «историческую справедли­
восты) и писал: «Хотя Ляйелль нигде не ссылается на своего пред­
шественника Карла фон-Гоффа, тем не менее труд его (Лайеля -В.К.)
представляет лишь продолжение того направления, которое положе­
но было Карлом фон-Гоффом, впервые собравшим в своем капиталь­
ном сочинении все факты касательно новейших изменений земли, в
котором пришел к выводу, что малые действия, распространяемые
на большие отрезки времени, многое объясняют в истории Землю)
[Вальтер, 1912, с. 512].
Так или иначе, но после Ч. Лайеля произошла смена основных
установок с идей катастрофизма, которые по сути дела предполага­
ли невозможность объективного объяснения результатов геологиче­
ских процессов кроме как умозрительными всепоглощающими ка-

18
Глава 1
тастрофами, на идеи изменчивости, которые стали общепризнанны­
ми. Вместе с тем изменчивость эта бьша однобокой, ограниченной,
упрощенной. По сути дела оставались постоянными геологические
процессы и обстановки их проявления. Важным положением стало
доказательство и признание очень длительного существования Земли.
Оставляя в стороне вопрос о личной религиозности таких на­
туралистов, как Бюффон, Геттон и Лайель, надо сказать, что они в
значительной мере подрывали некоторые догматы христианства, что
было понято и весьма негативно воспринято церковными иерархами.
Вместе с тем прямо или опосредованно, вольно или невольно, но по­
ложение о постоянстве геологических процессов, поддерживало важ­
ное библейское положение: «Что было, то и будет; что делалось, то
и будет делаться, и нет ничего нового под солнцем. Бывает нечто, о
чем говорят: "смотри, вот это новое"; но это (выделено в оригинале
-
В.К) было уже в веках, бывших прежде нас» (Екклесиаст, 1, 9, 1О).
Огромный интерес, и не только в Англии, который вызвало по­
явление работы Лайеля, ясность и аргументированность выводов ока­
зали решающее влияние на геологическую, и не только геологиче­
скую, общественность и на многие годы, точнее десятилетия, стали
идеологической, методологической основой науки. Позднее учение
Ч. Лайеля было названо И. Ротом актуалистическим (подробнее см.
[Кузнецов, 201 Оа]). Суть этих представлений афористично выражена
фразой: «Настоящее - ключ к прошлому».
В 1859 г. опубликовано знаменитое «Происхождение видов путем
естественного отбора, или сохранение благоприятствуемых пород в
борьбе за жизнь» Ч. Дарвина, которое не просто положительно, но с
энтузиазмом было встречено научной общественностью. Естественно,
что церковь - одна из наиболее консервативных общественных струк­
тур восприняла и до сих пор воспринимает эту работу в штыки, но в
среде естествоиспытателей идеи эволюции стали доминирующими.
Ч. Лайель вначале критически отнесся к идеям эволюции, но в конце
жизни признал их (подробнее см. [Дарвин, 1959, с. 215; Кузнецов,
2010а, с. 85]). Но признание это не изменило общую ситуацию в
геологии и метод актуализма - использование знаний о современных
обстановках и процессах как основы знаний о древних обстановках
и процессах, достаточно быстро стал принципомуниформизма - то
есть одинаковости и постоянства обстановок и процессов.
Возникновение и история становления ."
19
Во второй половине ХIХстолетия после работ Ч. Дарвина в есте­
ствознание вошли идеи эволюции на более глубоком уровне, но в гео­
логию они практически не проникали. Эволюция признавалась в са­
мой общей «примитивной» форме - трансгрессии и регрессии, подня­
тия и опускания земной коры и т.д. без изменения сути самих процес­
сов, скоростей их протекания, появления и исчезновения каких-либо
обстановок, в том числе специфических для определенных эпох и т.д.
Показательна в этом плане двойственная позиция одного из крупней­
ших геологов рубежа XIX иХХ веков Иоганнеса Вальтера, который, с
одной стороны, считал более или менее постоянными силы и процес­
сы «неживой природы», а с другой - признавал влияние эволюции ор­
ганизмов на образование осадочных пород. Несколько достаточно об­
ширных цитат, с сохранением написания цитируемых изданий: «Все
более убеждались в том, что великие геологические процессы той или
иной давно прошедшей эпохи предопределялись теми же условиями,
отличались теми же последствиями, какими отмечены соответствую­
щие явления настоящего времени» [Вальтер. 1912, с. 514]. И далее:
« ... климатические изменения (физические и химические в широком
смысле слова) с незапамятных времен совершались на земной нашей
поверхности по одним и тем же законам>> [там же, с. 515]. В другой
работе эти представления И. Вальтер выразил в значительно более
поэтической форме: «Мы твердо убеждены, однако, в том, что силы
природы во все геологические периоды действовали одинаковым об­
разом, что первобытное море было с такими же синими волнами, как
наш теперешний океан, что кораллы прежних периодов выказывали
такую же пестроту цветов и что леса каменноугольного периода также
зеленели, как наши теперешние растения. О деятельности давно ис­
чезнувшего водопада можно судить по ныне падающему Рейнскому,
о результатах работы растаявшего уже глетчера - по теперешним аль­
пийским ледникам. Первобытный вулкан выбрасывал в атмосферу
такие же столбы пепла, как дымящийся Везувий, и древние, плотные
теперь песчаники могут быть сравниваемы с дюнными областями со­
временных пустынь>> [Вальтер, 1915, с. 138].
Основываясь на этих положениях, « ... возникла сравнительная
литология (выделено И. Вальтером - В.К.), позволяющая судить об
отложениях давно прошедших времен по соответствующим образова­
ниям настоящего временю> [Вальтер, 1912, с. 514]. По сути дела это

20
Глава 1
манифест и предтеча широко распространенного позднее сравнитель­
но-литологического метода исследований А.Д. Архангельского и
Н.М. Страхова.
Иная ситуация с жизнью. Посвятив отдельную главу литологи­
ческому значению организмов, Вальтер счел необходимым выделить
важную мысль: «Но если как физические, так и химические условия
образования пород всегда были одни и те же, то, все-же, одно посто­
янно изменялось и принимало все более новые формы, а именно :жи­
вая субстанция (выделено И. Вальтером - В.К.) растений и живот­
ных» [Вальтер, 1912, с. 515]. «Исходя из убеждения, что одни лишь
явления современности могут решить загадку прошлого, мы открыто
признаем, что во все геологические времена существовали биологи­
ческие и физические явления, которые чужды современности. Однако
не только были вымершие виды и группы животных, но также в не­
которые отрезки времени господствовали и определенные климати­
ческие, океанографические и физические условия, которые нельзя
определять по явлениям современности и судить по ним» [Walther,
1893-1894, s. XXIX-XXX].
Эти изменения так или иначе влияли и на осадочный процесс:
«Связывая логически факты, мы ...отмечаем, что организмы обуслов­
ливают литологические изменения прошлого, и приходим к одно­
значному результату (выводу), что параллельно (дословно - рука об
руку - В.К.) с морфологическими преобразованиями органического
мира постоянно изменялась также физиологическая деятельность
организмов, что с кембрия не только изменились виды растений и
:животных, но одновременно дол:жны были изменяться и все вь1зы­
вавшиеся организмами литогенетические процессы (выделено И.
Вальтером - В.К.). Между морфологической формой и еелитогенти­
ческой деятельностью, между формой и образом жизни животных
существуют настолько тесные, неразрывные связи, что каждое из­
менение видового признака должно было обусловливать изменение в
осадкообразованию>[Wаlthеr, 1893/1894, s. 1003].
И как определенный итог: « ... когда мы без предубеждения рас­
сматриваем хронологически вполне твердо установленную после­
довательность геологических событий, перед нами почти везде раз­
вертываются литогенетические, филогенетические или биономи­
ческиепричинные ряды, которые никогда не возвращаются к своей
исходнойточке (выделено И. Вальтером - В.К.), и все попытки дока-
Возникновение и история становления ".
21
зать периодическое возвращение этих процессов в слоях земной коры
представляются нам насилием над фактами [Вальтер, 1912, с. 61].
(О периодичности или цикличности геологических процессов и их
результатах - в заключительных главах
-
В.К.)
Таким образом, к началу ХХ столетия представления об эволюции
в геологии были неоднозначны. В палеонтологии утвердилась идея о
последовательной смене сообществ организмов. На базе стратигра­
фии возникла и развилась историческая геология, которая описывала
изменение лика Земли и ее обитателей в течение геологической исто­
рии. Одновременно ведущим методологическим принципом оста­
вался униформизм: предполага.J1ось, что все геологические процес­
сы, которые наблюдаются ныне, происходили и в древности и лишь
длительное время их проявления, суммируясь, приводило к тем из­
менениям, которые геологи уже научились устанавливать и докумен­
тировать. Важнейшим достижением было установление длительной
и даже чрезвычайно длительной истории существования и развития
Земли. При этомметод актуализма практически превратился в прин­
цип.
В начале ХХ столетия в плане рассматриваемой проблемы про­
изошли важные открытия. В 1909 г. Р. Дэли установил, что в разрезе
фанерозоя количество долом»тов последовательно сокращается и од­
новременно относительно возрастает количество известняков [Daly,
1909]. По-видимому, это был первый, или по крайней мере один из
первых, примеров, когда была установлена эволюция не только био­
ты, но и осадочных пород. Другие примеры и другие формы эволю­
ции осадочного породообразования были если и установлены, то осо­
знаны позже.Но все это бьши лишь крайне важные факты, причины
же подобных изменений находились вне поля зрения ученых.
Показательно, что среди всех разделов геологии изменение во
времени было установлено именно на примере осадочных пород. И
это в общем закономерно. Если последовательность событий уста­
навливалась по данным палеонтологии и основанной на ней страти­
графии, то сами события, условия древних эпох реконструировались
(и реконструируются) главным, определяющим, образом на основе
изучения осадочных пород.
Как с некоторым сожалением и даже горечью отметил А.Л. Яншин,
«".сломлена парадигма актуализма была не в области тектоники, а в
области литологию> [Яншин, 1993а, с. 5].

22
Глава 1
В целом же актуализм не только как метод, но и как принцип го­
сподствовал практически всю первую половину столетия. Даже в
1958 г. в «Справочном руководстве по петрографии осадочных по­
род» [т. 2. с. 357] читаем: «Глубина солесадочных бассейнов (совре­
менных) обычно очень невелика, и нет никаких оснований предпола­
гать, что в геологическом прошлом условия были резко отличными».
Очень изящная глубоко научная аргументация! Любопытно, кстати,
что именно в приложении к солям уже в 1961 году появилась статья
А.Л. Яншина, где убедительно было показано, что в древности су­
ществовали и глубоководные бассейны соленакопления, положение,
которое вскоре стало практически общепринятым [Яншин, 1961].
Идеи эволюции только «пробивали дорогу», и перелом начался в
середине ХХ века. К сороковым годам этого столетия идеи об эволю­
ции осадочного породообразования, равно как и эволюции геологиче­
ских процессов в целом, явно созрели, поскольку в той или иной фор­
ме бьши высказаны практически одновременно разными учеными.
Видимо, одним из первых, или даже первым, поставил вопрос
об отличии древних и современных обстановок Л.В. Пустовалов. В
1940 году был опубликован его учебник «Петрография осадочных
пород>>, где, правда в очень краткой и дискуссионной форме, была
поставлена проблема постоянства и изменчивости обстановок и про­
цессов, правомерности сопоставления их современного проявления и
в древние эпохи. Приводя примеры некоторых типов пород, которые
широко распространены в образованиях того или иного возраста и
отсутствуют в современную эпоху, он отметил, что в те времена были
иные условия и обстановки, и без учета эволюции последних (хотя
термин «эволюция» и не фигурирует в его текстах) достоверное ре­
шение невозможно: «Только лишь в том случае, если мы учитываем
историческую обстановку осадкообразования, мы можем рассчиты­
вать достигнуть правильных и надежных результатов. Формальное
же сопоставление неминуемо должно привести к грубым ошибкам»
[Пустовалов, 1940, с. 371]. Он привел и очень показательный, хотя и
частный конкретный пример изменения обстановок образования гла­
уконита - в крайне мелководных морских условиях мелового периода
и относительно глубоководных (порядка 200 м) в современную эпоху
[там же, с. 370-371]. При этом признание эволюции осадочного по­
родообразования никак не снижает значения и важности изучения со-
Возникновение и история становления ...
23
временных осадков и современного осадочного процесса, ибо « ... чем
подробнее будут наши знания о современных отложениях, тем точнее
и увереннее мы сможем воссоздать условия образования осадочных
пород» [там же, с. 372]. Позднее он выразил эту мысль еще более
определенно: «Мы должны со всей смелостью и решительностью
. .. заменить неполный и односторонний
принцип актуализма начала
прошлого столетия, лежавший в основе всех геологических исследо­
ваний предшествующего периода, сыгравший свою важнейшую роль
в развитии геологии, но явно сейчас себя исчерпавший и ставший те­
перь тормозом для дальнейшего развития геологических зI;Iаний, - мы
должны со всей смелостью и решительностью заменить этот прин­
цип актуализма новым, творческим, единственно правильным, более
широким и более плодотворным принципом развития, поднимаю­
щим геологию на более высокую ступень» (выделено Пустоваловым
[Пустовалов, 1950, с. 101]).
Ту же мысль по отношению к обстановкам осадконакопления и
породам вскоре высказал Н.М. Страхов: « ...хотя современные осадки
и напоминают ископаемые породы, но это сходство только в общих
чертах, а отнюдь не тождество. Древнюю седиментацию нельзя це­
ликом уложить в рамки современной» (выделено Н.М. Страховым -
В.К.) [Страхов, 1948, с. 43].
Отмечая приоритет Л.В. Пустовалова в постановке проблемы и
одновременно критикуя его, Н.М. Страхов в серии статей и моногра­
фий рассмотрел эволюцию осадочного породообразования и отдель­
ных типов пород в истории Земли: «Как известно, Л.В. Пустовалов
еще в 1940 г. впервые разобрал этот вопрос (периодичности и эволю­
ции осадконакопления в истории Земли - В.К.). Однако предложен­
ное им решение («закономерности») обладают многими и существен­
ными дефектами, так что вся проблема в целом нуждается, на мой
взгляд, в дальнейших исследованиях» [Страхов, 1949, с. 70].
Н.М. Страхов, в частности, исследовал эволюцию железоруд­
ного осадочного процесса и показал, что интенсивность его со вре­
менем сокращается и одновременно меняется фациальная природа
руд. В докембрии это джеспилиты, в фанерозое морские гидрогетит­
шамозитовые руды, в карбоне появляются и развиты далее и в более
молодых образованиях озерно-болотные, с юры - руды кор выветри­
вания [Страхов, 1947]. В работе 1951 г. он показал некоторые разли-

24
Глава 1
чия современного и древнего карбонатонакопления, прежде всего с
точки зрения способов осаждения материала, а частично и его соста­
ва [Страхов, 1951).
А.П. Виноградов, А.Б. Ранов и В.М. Ратынский [1952] на огром­
ном материале подтвердили и детализировали установленную еще в
1909 году Р. Дэли тенденцию смены доломитов известняками и т.д.
Аналогичные данные были получены Дж. Челенжером [Chilingar,
1956).
Сами по себе примеры исчезновения или резкого сокращения од­
них пород, и напротив, появление других, уже указывает на опреде­
ленную эволюцию осадочного породообразования, однако важно
было осознать «философское», «методологическое» значение этого
явления.
Важным этапом в этом осознании явилась литологическая дис­
куссия в печати в 1950-1951 годах, продолженная на 1-м Всесоюзном
литологическом совещании в 1952 году [Совещание"" 1952 и 1955].
Не касаясь всех аспектов этой дискуссии, можно отметить, что, как и
всегда в подобных случаях, каждая сторона считала себя выигравшей
(истина не рождается в спорах) и находила подтверждение этому в
соответствующих пунктах официального решения. Действительно,
отдельные пункты «Решения» давали на это право. Важно, что дис­
куссия четко обозначила ряд мнений, выявила противоречия и стала
мощным стимулом дальнейшего развития науки.
Объективный анализ научного и, увы, политического (дань и при­
знак времени) содержания Совещания и его итогов - отдельная и са­
мостоятельная задача.
В русле тематики настоящей работы, «Решение» касалось не кон­
кретных, а скорее методологических аспектов. Было зафиксировано
«Признание поступательного развития осадка- и породообразования,
связанного с общим развитием Землю> [Решение"., 1955, с. 156).
И далее: «Совещание считает, что «актуализм» в понимании Лайела
(униформизм), основывающийся на метафизическом представлении
о постоянстве геологических процессов в истории Земли, неприем­
лем для советской (показатель и одновременно дань времени - В.К.)
геологической науки". Метод сравнения настоящего с прошлым,
являющийся обычным рабочим методом естественноисторических
наук, ...обозначавшийся как метод актуализма, должен быть сохранен
как один из важных приемов историко-геологического исследования.
Возникновение и история становления ...
25
Обязательным условием применения этого метода, как и других ме­
тодов в литологии, является учет поступательного развития процесса
образования осадочных пород в истории Земли» [там же, с. 157).
Методологическое значение этого совещания вышло далеко за
рамки только литологии, ибо поставило перед геологией в целом про­
блему развития. Кстати, на совещании с обстоятельным докладом
выступили и тектонисты, которые показали ограниченность возмож­
ностей актуалистических методов. «Признавая полезность и необхо­
димость актуалистического метода геологических исследований, мы
должны четко заявить, что поскольку мы отрицаем принцип неизмен­
ности и тождественности процессов прошлого и настоящего, постоль­
ку мы считаем актуалистический метод ограниченным в своих воз­
можностях. К познанию геологического прошлого он может приме­
няться лишь с учетом развития (:эволюции) как органического мира,
так и неорганической природы (выделено нами.- В.К.). Механическое
перенесениедаже в недалекое прошлое современных геологических
условий и процессов не может быть правильным. Для одних геоло­
гических явлений древних эпох мы можем найти близкие аналогии в
современности и при помощи последних очень полно и глубоко рас­
шифровать эти явления; для других же, напротив, - никаких аналогий
сейчас не существует и попытки объяснить их актуалистическим ме­
тодом были бы ошибочными» [Шатский и др" 1951, с. 148-149). И
далее: «... мы не можем говорить, что настоящее есть единственный
ключ к пониманию прошлого» [там же, с. 159).
Так или иначе, но идея эволюции «овладела массами» и появилась
серия работ эволюционного направления. Применительно к осадоч­
ным образованиям определенным итогом стала глава в трехтомнике
Н.М. Страхова [1960], а затем и более подробное рассмотрение про­
блемы в специальной статье [Страхов, 1962).
На примере этого исследования, при всей его значимости и ин­
тересе, проявились недостатки, точнее объективные ограничения,
сравнительно-литологического метода. Уместно в этом плане при­
вести развернутую цитату. Обсуждая принципы выделения гео­
логических формаций, А.Л. Яншин указывал, что Н.М. Страховым
« ... подробнейшим образом описан гумидный тип литогенеза со все­
ми его особенностями и во всех его многообразных проявлениях.
... Убедительно показано на огромном цифровом материале, что все
особенности выветривания, переноса материала и отложения осадка,

26
Глава 1
процессов диагенеза и эпигенеза, поведения отдельных элементов и
даже окраски пород при гумидном типе литогенеза связаны с присут­
ствием большого количества органического вещества растительного
происхождения ... Однако наземная растительность существовала не
всегда. . . А каковы же были особенности гумидного литогенеза на
континентах до появления наземной растительности? Ответа на этот
вопрос мы не найдем ... » [Яншин, 1972. с. 7].
Непреходящую ценность имеют исследования А.Б. Ронова (1993],
в том числе выполненные его сотрудниками и соавторами. На огром­
ном фактическом материале им было показано изменение объемов
различных петрографических типов осадочных и вулканогенно­
осадочных пород и их соотношений в геологической истории Земли,
точнее в течение неогея, во многом их состава как в осадочной обо­
лочке в целом, так и по основным структурным элементам литосфе­
ры. Несмотря на то, что значительная часть этих исследований про­
водилась на уровне не пород, а элементов, то есть эти исследования
были геохимическими, их значение, учитывая объем вовлеченных в
анализ материалов, выводы и их обоснованность, не подлежит сомне­
нию. Существенно изменить полученные А.Б. Роновым результаты
вряд ли реально. Для этого надо, по крайней мере, заново собрать и
обработать не меньший объем первичных материалов, возможность
чего, несмотря на неизмеримо возросшие возможности статистиче­
ской обработки с помощью компьютерных технологий, даже не про­
сматривается.
Эволюция осадочного породообразования и осадочных обстано­
вок рассматриваются ныне и в зарубежной литературе. Показательно,
например, положение авторовобстоятельной сводки по обстановкам
осадконакопления: «... настоящее не является ключом к прошлым
обстановкам, хотя и может приоткрывать завесу над некоторыми из
них. В большинстве своем прошлые обстановки в каких-то отно­
шениях отличаются от современных. Поэтому мы должны быть го­
товы к этому и иметь мужество разрабатывать неактуалистические
модели, не похожие на любые из тех, которые существуют сегодня»
(Обстановки"" 1990, т. 2, с. 289].
Но в целом становление проблемы исследования эволюции как
приоритетного направления изучения геологической истории Земли
связано с именем А.Л. Яншина.
Возникновение и история становления ."
27
Еще в 1953 году он показал, что некоторые додевонские красноц­
ветные толщи, образовавшиеся до заселения растительностью суши,
принципиально отличны от таковых, но более молодого возраста
[Яншин, 1953]. Через десять лет в мае 1963 года на организованной
в Геологическом институте АН СССР теоретической конференции
«Пути и методы познания закономерностей развития Земли» он по­
казал разницу между методом и принципом актуализма, поставил
проблему изучения эволюции геологических процессов, наметил и
сформулировал основные направления исследований, принципиаль­
но расширил проблематику до уровня эволюции геологических про­
цессов вообще (Яншин, 1963]. И если раньше исследования вели к
установлению и фиксации факта эволюции, то теперь во главу были
поставлены вопросы эволюции процессов, обстаново«, а следова­
тельно и причин. Идеи эволюции стали всеобщими.
Кроме работ самого А.Л. Яншина и целенаправленных иссле­
дований его сотрудников проблема в той или иной форме захватила
исследователей самых разных организаций и направлений. Список
авторов и самих работ этого направления весьма широк и вряд ли
поддается сколько-нибудь полному перечислению и тем более анали­
зу [Анатольева, 1976, 1978, 1983; Виноградов, 1959; Жарков, 1984;
Красильникова, 1967, 1970; Кузнецов, 1003; Ронов, 1993; Сауков, 1961;
Страхов, 1963; Проблемы эволюции .. " 1981; Эволюция геологиче­
ских .. " 1993; Эволюция карбонатонакопления .. " 1988; Эволюция
осадочного процесса.. " 1983; Эволюция осадочного рудообразова­
ния.", 1984; Эволюция нефте-газообразования .. " 1986; Яншин, 1988;
Яншин, Жарков, 1986 и др.].
Важные материалы по эволюции осадочных пород и обстано­
вок осадконакопления были получены при выполнении Программы
Президиума РАН «Происхождение биосферы и эволюция гео-био­
логических систем» [Проблемы ранней ... , 2011; Ранняя ... , 2012; Рифо­
генные .. " 2011].

Глава 2
ЭВОЛЮЦИЯ ОБЛОМОЧНОГО
ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ
Относительная простота механизмов образования - отложение
материала при снижении энергии транспортирующей среды и ши­
рочайшее распространение обломочных отложений в самых разных
обстановках, присутствие их в отложениях всех возрастов, казалось
бы, должны были обусловить постоянство самих обломочных пород
во времени, отсутствие эволюции обломочного породообразования.
Однако черты эволюции в формировании этой группы пород все же
установлены и обусловлены они общей эволюцией геологических
процессов в истории Земли.
При этом эволюция установлена как на породном уровне, так и на
более высоком - формационном.
Весьма отчетливо проявляются изменения в течение геологиче­
ской истории минерального состава поступающего обломочных по­
род, и прежде всего песчаников.
На ранних этапах геологической истории, когда еще практически
отсутствовало континентальное химическое выветривание, а источ­
ником обломочного материала были магматические породы основно­
го состава - коматииты,
-
формировались практически только грау­
вакки. С конца архея после мощнейшего позднеархейского гранитоо­
бразования появились аркозы, максимум развития которых пришелся
на протерозой. В протерозое же появились олигомиктовые, а затем
и кварцевые песчаники, которые достигли максимального развития в
фанерозое и существенным образом сократили количество полимик­
товых обломочных пород.
Отмеченный ряд - граувакки-аркозы-олигомиктовые-моно­
миктовые песчаники - является преобладающей, генеральной лини­
ей развития и не исключает ряда существенных отклонений. Так, в
предела~ Фенноскандинавского щита обломочные породы аркозового
Эволюция обломочного породообразования
29
состава появляются уже в лопийском комплексе начала неоархея, а в
образованиях с изотопной датировкой менее 2,65 млрд. лет, то есть в
районе границы архея и протерозоя, имеются зрелые мономиктовые
кварцевые песчаники и конгломераты с повышенным количеством
глиноземистого материала [Горьковец, Раевская, 2011]. Аналогично,
в верхах архея (абсолютный возраст менее 2,9 млрд. лет) бассейна
Понгола Южной Африки присутствует толща высокозрелых кварце­
вых аренитов [Розен, 2011].
Имеются и некоторые более тонкие изменения в составе обломоч­
ных пород.
Показательны в этом плане металлоносные конгломераты серии
Витватерсранд Южной Африки, где среди обломочных компонентов
встречаются пирит и уранинит (U02) - минералы, которые могли со­
храниться и не разрушаться при переносе только при отсутсвии кис­
лорода, в восстановительной обстановке. Об обломочном, аллотиген­
ном характере зерен уранинита кроме их структурных показателей
свидетельствует и более раннее время образования самих зерен (3,03
млрд. лет), нежели время образования вмещающего их осадочного
комплекса (2,84-2,9 млрд. лет) [Frimmel, 2005].Это обстоятельство
объясняется отсутствием в архее свободного кислорода и восстано­
вительной в целом геохимической обстановкой. Позднее, при появ­
лении свободного кислорода, эти минералы быстро окислялись и в
подобной обломочной форме в более молодых отложениях нигде не
встречаются.
Крайне важно, что со временем менялась и структурная характе­
ристика обломочных пород, особенно грубообломочных. Вначале на
примере азиатского континента [Наливкин, 1964], а затем и на дру­
гих территориях было, в частности, установлено, что средний раз­
мер обломков (галек) в разновозрастных конгломератах неодинаков
и направленно уменьшается в более древних образованиях. Другими
словами, средний размер галек неоген-четвертичных конгломератов
больше такового для конгломератов, например, карбона-перми, а в
последних больше, чем в конгломератах рифея. Поскольку размер об­
ломков в конечном счете определяется степенью контрастности ре­
льефа, высотой гор, была подсчитана эта высота для гор разного вре­
мени, которая могла бы обеспечить тот или иной размер этих галек.
Подобные расчеты показали, что горные сооружения после байкаль-

30
Глава 2
ской орогении достигали - 1,5-2 км, герцинской - 3-4 км, киммерий­
ской - 5-6 км, и наконец, альпийской (по сути дела это современные
горы)- 7-9км.
Увеличение контрастности наземного рельефа достаточно отчет­
ливо проявляется и на более высоком уровне организации осадочных
пород - на уровне крупных ассоциаций пород
-
формаций.
В архее и нижнем протерозое конгломераты образуют лишь от­
носительно маломощные, но выдержанные по простиранию пачки -
базальные конгломераты трансгрессивных осадочных (ныне обычно
метаморфизованных) серий. Начиная с рифея появляются территори­
ально более ограниченные, но несравненно более мощные терриген­
ные комплексы, включающие и конгломераты.
В этом отношении интересно отметить важное обстоятельство,
которое следует из анализа материалов А.Б. Ронова - в течение неогея
последовательно сокращается объем морских обломочных отложений
в процентном отношении к общему объему осадочных пород, в то
время как объем континентальных образований последовательно воз­
растает, причем наиболее резко это происходит в перми, и продолжа­
ется в мезозое и кайнозое (рис. 2.1 . 2.2, табл. 2.1 ).
Возникает естественный вопрос - не является ли это следстви­
ем лучшей сохранности континентальных отложений в относительно
близких к современности временах, и напротив, существенное исчез­
новение за счет денудации более древних - рифейских и палеозой­
ских.
Подобное обстоятельство не исключено, но оно, видимо, не явля­
ется определяющим. Прежде всего, с подобных позиций не находит
объяснение скачкообразное увеличение континентальных отложений
в перми-триасе. Далее: меняется характер и самих морских отложе­
ний, чего не должно было быть, если бы подобное изменение объемов
было обусловлено вторичным размывом. На фоне общего сокраще­
ния объемов морских отложений на границе венда-кембрия резко со­
кращается объем песчано-глинистых, после карбона - песчаных от­
ложений, в то время как снижение доли чисто глинистых формаций
происходит более постепенно и плавно.
Наконец, среди континентальных образований появляется и резко
возрастает со временем объем специфических образований - молас­
совой формации - мощных, как правило, линейно вытянутых линзоо-
!_,
j~
Эволюция обломочного породообразования
\loJJCIOlt' обр1поn~11шн в rн.•.to\I
20
40
f-. 0
\/
Псс•1а11ыс
6н
·······j
. .....
"
..
.
•••
".
"
•
1
\
•
1 ••• ••••
.
.
.....
.
....
..
.
.
..
.
.
.___ _.
f1
l.01tlllllCl'ldC
( )('C 'IDllO •J .·1111111CJЫC
6н
20
411
bll
.
.)
:.·\
31
Рис. 2.1. Эволюция масштабов морского терригенного породообразования в
11роцентах от общего объема отложений в неогее. Составлено по данным А.Б. Ронова
[ 1993]
~,"т-1,.---К-<1-111-11-11с-111-".-".-,11-.1 с~-.-~~~~-l-l1-о'-'-'11t-с.1-0~01-~1(-'.11-.11-1.1-,,-"-""-"-ф1-1р-,,.-111-11И-.~~~~---,
~~
11б1н1юnи111111в11е.10"
;
~.J
1
r
с
111 !11 .111 40 511
llcc.·•1a11c1-1.1111111c1ы1..• ~-1 •1,. 110с 1 аыl.' .lt'.'111111-ш-
'10.1а1..·сы
Rt.IC
н1216
24(,
1
102113041150
о
Рис. 2.2 . Эволюция масштабов терригенного континентального породообраз­
ования в процентах от общего объема отложений в неогее. Составлено по данным
Л.Б. Ронова [1993)

32
Глава 2
Эволюция обломочного породообразования
33
.....,
бразных в поперечном сечении толщ обломочных, в том числе в зна-
......;
1!}
<::!
6 :i!
чительной мере грубообломочных, пород- конгломератов.
;:::-
=
...
"""м 00 .-
о "<Т
r-оN"<Т
;::::
1:1:
o:s <)
<Г\ о
'°·
.-
~4'
:>"'
=
r-" N• м· '°. N'o
'°о<Г\.""' ""' о-," м
~
Это обстоятельство отчетливо показывает тесную связь образо-
~ ...
=
<)
=
.-
N.-NNМNМммN<Г\r-
"<Т
=
1!}
=
4'
=r:::Е
вания обломочных пород с тектоникой, причем связь эта преимуще-
=
::r
o:s
4'
:::
ственно опосредованная. Тектонические движения создают горный
=
А
1!}
=
о
:i!
4'
~-&
...
рельеф, который определяет возможность образования обломочного
~
<)
.-
""" """о r- '°
°' °'
м.-
о
=
1!}
= о"'.,......"' """ . "< Т .
'° ""'
('fj"' ~ 00 о\'
""'
1
1
1
...
1!} ~
=
материала и его размер, а также скорость течения стекающих с гор во-
"'
~<)
=
=е
~р:>"'
дотоков, то есть возможность переноса обломков того или иного раз-
g.
о~
=
1!} ...
1!}
мера. Подобная связь определяет и четко выраженную цикличность
=
= i:!:i
:i!
><!
~
=
"<Т. °' '°· °'
в геологической истории образования обломочных пород, количе-
:а <)
o:s
NМ<Г\.-00"<Т00r-
м
1
А
:>"'
о· о· ,........"'
("f') "' <Г>. м· N' о\'
о
•о
•
о
=
о
<)
.-
°'
.-
о
ство которых периодически возрастает относительно общего объема
:i'
~
1!}
=
r:::
~
осадочных пород в конце каждого тектонического цикла, когда в ре-
"'
:::
=
"'
~cts ~
3ультате орогении и возникают горные сооружения - относительные
:::
~"' 1!}
r-м1--N
<Г\ """
NN"<То00м
°'·
.-
максимумы распространения обломочных пород фиксируются в си-
<)о::r
4'
А~а; r-"
.. ,f ' о-,"""' "<Т. о\'
""'~"<Т.N'о· о м
r-·
~
ОА
.-
N.-
м.-
мм<Г\<Г\<Г\
"<Т '°
r-
"<Т
луре - нижнем девоне, верхней перми
-
нижнем триасе, нижней юре,
=
~ \.О <>:
=
о$
...
неогене.
4'
=
:i!
Эволюция обломочного породообразования имеет и более слож-
'g~
<)
<)
'°
N
о.
o:s
'°.
.. ,f'
.-
о
°'
N
"""·
"<Т "<Т 00
'°
N
<Г\
ные формы, связанные с общей эволюцией обстановок на Земле и об-
...
Q\
~ <Г\
.-
""' '° ""' """
.-
о·омо
о
=Q\
"""
.-
.-
><1 ...
условленной ею эволюцией осадочного процесса в целом. Изменения
"'.
...
"'
==
=
в этом случае имеют не только чисто количественное, но принципи-
4'=
=
=
1!}
=-=
::r
= !::.. ~
o:s
=
:i!
1
1
1
<Г\ '°
.-
.-
м.-
ально иное, качественное, выражение.
::: 0:1:
"'
1
1о
.
1о·о1оо
1
g.
=
А 1!}
§1
оо
=
1!}о~
Важные изменения происходят и в развитии отдельных форма-
"'
~-&
'=
о 1!}
ций. Наиболее изученной в этом плане является эволюция красно-
=
р~
1!}
=-
оu
'
:i!
"'
=
1!}
=
r-00<Г\<Г\r-<"!,<Г\м
цветных формаций, которая достаточно отчетливо связана с эволюци-
1!} :>"'
Е
о1111
1
1
:::
:i!
<)
""' '°
""". """ .
N•о
""'
о·
g.
=
::: ::» о
ей органического мира. В 1953 году А.Л. Яншин в небольшой статье в
=
.,Q о
=
о&
@ ...
><!
...
i:!:i
1!}
БСЭ указал, что имеются красноцветные толщи по крайней мере двух
:а
=
6 :i!
1!}
типов, которые формируются в условиях разного климата - гумид-
=
=
а ...
.-
м
оо•
=
=
<)
м
о· 00
r-r-N0000м<Г\
.-
-.r.
4'
...
:>"'
=
о-,"
о\' .-
о\'
""'
N•N'о
""' ""'
N'
.-
ного и аридного [Яншин, 1953]. Позднее А.И. Анатольева подробно
...
<)
=
.-
.-
=
=
1!}
=
g.
§ r:::Е
рассмотрела строение и эволюцию формаций этого типа [Анатольева,
g.
4'
...
'
:::
1976, 1978, 1983]. На основе материалов этих ученых в большей сте-
"'
=
<l)сЬо
=
11}
:i!"'~
пени и дана ниже характеристика таких объектов.
:::
=~~~'°
.-
°'
r-о00о
'°
м
""·
.-
"""
"""
°'·
4'
=
о\' ~ """.
""'
'°. м"
~
...
@8. "'
.-
'°"
"<Т. .-
..,f' ~ N•
Основными
формаций
=
<Г\мN.-
.-
.-
.-
породами ЭТИХ
являются песчано-
=
§ ... \.О <>:
4'
о=
значительной долей конгломера-
=
=
глинистые, в ряде случаев со
=
тов. Состав обломочной части, как правило, полимиктовый
4'
и
=
4'
...
=
>:S:
полевошпатово-кварцевый. Отличительной чертой всех этих пород
:::
<)
~ >:S:
>:S:
=
o:s
11}
>::>:
м
А
="
=
==
=
==
:::;:
м
1!} о
~
.,Q
t8=~~~ =>:S:
=
0:1: >:S:
является красная (бурая, желтая) окраска, обусловленная наличием
о
"
1!}
~
o:s
iо
~>< 1!}
~
11} 1!}
i:!:i
о
~Q=§"'~~~е--& А-&
~
~
1!}
=<) =
соединений трехвалентного железа. Оно может быть как унаследован-
r:::
~u
i:!:i i:!:i [ ::r: :S: А
ным, связанным с принесенным обломочным материалом с суши, так

34
Глава 2
и новообразованным, уже в области седиментации. В любом случае,
как справедливо замечает А.И. Анатольева, необходимым условием
ее образования и сохранения является окислительная обстановка, ко­
торая реализуется преимущественно в континентальных условиях и,
видимо, в прибрежных, крайне мелководных, участках водоемов.
По наличию и соответственно отсутствию тех или иных второсте­
пенных, но принципиально важных по сутикомпонентов выделяется
два больших ряда красноцветных формаций - терригенные бескарбо­
натные и терригенные карбонатные (табл. 2.2).
Обломочные породы бескарбонатных формаций, как правило,
лишены карбонатного материала, а если он и встречается, то его со­
держание не превышает 10%. Это, однако, не исключает наличия про­
слоев карбонатных пород. В отложениях карбонатного ряда красноц­
ветных формаций, напротив, содержатся прослои карбонатных пород
и,самое главное, в обломочных породах присутствует значительное
количество (обычно более 10%) карбонатного цемента; в цементе не­
редки также сульфаты кальция - гипсы и ангидриты, иногда выде­
ления целестина (пример - титон Северного Предкавказья) и других
подобных минералов. Глинистые породы, в отличие от практически
чистых в предыдущем типе, сильно карбонатны, вплоть до перехода
в мергели.
Наличие или отсутствие карбонатного материала имеет принци­
пиальное генетическое значение. Дело в том, что в континентальных
аридных обстановках за счет эвапорационного выветривания субаэ­
ральные отложения содержат значительные количества относительно
легко растворимых соединений. Чаще всего это карбонаты, прежде
всего в качестве цемента, а также в форме карбонатных стяжений, ко­
рок, калькрет, но нередки выделения и более растворимых сульфатов
и даже галоидов. В зоне же гумидного климата эвапорационных про­
цессов нет и породы в целом бескарбонатны.
В ряде случаев в породах как аридных, так и гумидных формаций
имеются и другие специфические составляющие, поэтому среди них
выделяются отдельные разновидности или типы.
В красноцветных карбонатсодержащих формациях описаны два
типа - меденосные и эвапоритовые.
Меденосные красноцветные терригенно-карбонатные формации
содержат прослои и пачки медистых песчаников, причем содержание
меди как по концентрациям, так и по количеству нередко достигает
Эволюция обломочного породообразова11ия
35
промышленных значений с образованием крупных месторождений.
Латерально и в разрезе эти формациизамещаются карбонатными,
красноцветно-эвапоритовыми и эвапоритовыми (с кембрия), реже
сероцветными угленосными (с карбона) образованиями. Формации
такаго типа появились в раннем протерозое, развиты в палеозое, осо­
бенно верхнем, кайнозое и, по-видимому, практически отсутствуют в
мезозое.
Аридные красноцветные формации второго типа - эвапоритовые
-
содержат в том или ином количестве породы эвапоритового ряда -
гипсы, ангидриты, каменную соль в виде примесей, гнезд, прослоев и
даже слоев и пачек. С теми или иными вариациями в количественном
содержании эти формации развиты в течение всего фанерозоя.
Среди бескарбонатных формаций гумидного ряда специфична
формация с сингенетичными прослоями гематита, которые в ряде
случаев достигают промышленных содержаний. Латерально эти об­
разования замещаются сероцветными терригенными или карбонат­
ными толщами. Временное развитие такого типа формаций ограниче­
но практически только протерозоем, преимущественно верхним, но
последние представители встречаются в нижнем девоне.
Своеобразным типом бескарбонатных красноцветных формаций
является угленосная, где красно- и пестроцветные обломочные отло­
жения содержат прослои углей. Образования этого типа появились в
карбоне, развиты в перми и частично мезозое. Наличие красноцвет­
ности в этих толщах объясняется, видимо, тем, что органического ма­
териала в виде угольных включений и прослоев в них относительно
мало и недостаточно для восстановления всех оксидов железа. К тому
же угли локализованы в объеме формаций и не влияют на среду всей
толщи.
Весьма условно в группу красноцветных формаций можно отне­
сти бокситоносные, или, точнее, латеритные. Дело в том, что основ­
ной материал всех предыдущих формаций аллотигенный, принесен­
ный и переотложенный. В латеритных же формациях он аутигенный
как продукт глубокого химического выветривания. В то же время само
появление подобного выветривания стало возможным при обилии
наземной жизни, и в частности растительности. При этом в карбоне
началось образование чистых каолинитовых глин, известных под не­
мецким названием тонштейн (derTonstein), или русским - сухарные
глины, сухарики.

36
Глава 2
Общая характеристика красноцветных
>::::
>::::
::::
::::
аа
:::;::
s.
Латеральные
g.
о
Парагенез
Вертикальные границы
€< €<
границы
:а :а
~ !:::
~
Красноцветные
Вниз по разрезу сменяют Обычно
Q)
терригенные
любые некрасноцветные переходят в
:а бескарбонатные
отложения;
серо цветные
~
g отложения с
перекрываются
терригенные и
::::
!; сингенетичными
либо карбонатными,
карбонатные
:::;::
прослоями
либо соленосными
отложения
~ гематита
серо цветными
отложениями
Красноцветные
Вниз по разрезу
Замещаются
и пестроцветные
постепенно переходят
серо цветными
терригенные
к сероцветным
угленосными
Q)
Q) бескарбонатные
угленосным и
:а
:а
или
=
карбонатным
!;=
отложения с
карбонатными
(.)
=
о сингенетичными
отложениям, а
и терригенными
о
=
\О
Q)
~ Е прослоями угля
кверху сменяются
толщами
»
сероцветными
(.)
Q)
карбонатными
\О
Q)
:а
и терригенными
=
образованиями
=
Q)
.....
Красноцветные
В основании разреза,
В большинстве
::::
8:
и пестроцветные
как правило, залегают
случаев
~
терригенные
латеритные коры
переходят в
бескарбонатные
выветривания. Вверх
серо цветные
Q)
отложения с
по разрезу сменяются
угленосные или
:а
= сингенетичными
угленосными и глинисто- терригенные
(.)
о
прослоями боксита
=
каолинитовыми
толщи
g
и различными
::::
~
терригенными толщами
о
~
Эволюция обломочного породообразования
37
Таблица 2.2
осадочных формаций [Анатольева, 1978]
>::::
>::::
о
о
"'
"'
о
о
8-
о.Q)
"'
t;
о
о.
о.
!:::
!:::
11)
::::
s
ос:!
о.
>::::
>::::
::::
::::
=
=
~
к
о.
::::
Q)
~
CQ
::::
:::;::
"'
о
>:S::
о
м
оQ)
=
00:
о
с:!
\О
!:::
~ >::>:
::::
=
к
о.Q)
CQ
о::()
11)
::::
=
о
\О
§'
s
ос:!
~
;::
о
>:S::
::::
=
§'
м
~
>::::
::::
о
=
м
о
1
=
=
>::::
о
с:!
~
::.::
11)
<::(
>:S::
::::
=
<::(
"'о
~
Структурное
положение
Основание
чехла древних
платформ
Краевые
прогибы и
предгорные
впадины,
расположенные
вдоль фронта
герцинских и
киммерийских
складчатых
сооружений
Платформенные
области,
тектонические
и эрозионные
депрессии,
плато,
поверхности
выравнивания
Главные районы
распространения и возраст
Сибирская платформа
(нижний и верхний
протерозой); Китайская,
Русская, Северо­
Американская,
Бразильская и
Австралийская платформы
(верхний протерозой)
Казахстан, Центральная
Европа, Англия, Китай
(карбон); европейская
часть СССР, Центральная
Европа, Северная и
Южная Америка, Индия
(пермь); Китай (мезозой)
Русская платформа,
Китай, Северная Америка
(карбон); Южные
окраиныЗападно­
Сибирской низменности,
Средиземноморье
(мезозой); Юго-Восточная
Азия, Индия, Африка,
Южная и Северная
Америка, частично СССР
(эоцен); тропические и
отчасти субтропические
страны (неоген и
современные)

38
Глава2
Красноцветные
Подстилаются красно-
Сменяются
терригенно-карбонатные цветными эвапорито-
эвапоритовы-
отложения с медистыми
выми, сероцветными
ми красно- и
11)
песчаниками и медными
карбонатными и угле-
серо цветными
:а рудами
носными ассоциациями;
карбонатными
:i:
()
перекрываются преиму-
отложениями,
о
:i:
11)
щественно эвапорито-
реже серо-
11)
:.J
выми красноцветными и
цветными угле-
:а :::Е
сероцветными карбонат- носными обра-
:i:
!;;
ными отложениями
зованиями
:i:
о
\О
§-
~
11)
Красноцветные
Подстилаются
В большинстве
:з
:i:
терригенно-карбонатные сероцветными
:i:
случаев перехо-
11)
r....
отложения с гипсами,
соленосными и
дят в сероцвет-
:s:
Р..
ангидритами и редко
карбонатными
ные соленосные
& 11)
:з
f-<
~
каменными солями
отложениями;
и карбонатные
s
перекрываются
отложения, а
:s:
8'
преимущественно
также в крае-
lii
меденосными красно-
ноцветные ме-
~
('!')
и сероцветными
деносные толщи
карбонатными
отложениями
Распределение отдельных типов формаций в геологической ко­
лонке достаточно закономерно, причем их появление и смена в значи­
тельной степени коррелируются, а точнее - определяются развитием
органической жизни (рис. 2.3).
Прежде всего, их появление стало возможным лишь после появле­
ния в протерозое в атмосфере свободного кислорода - продукта фото­
синтезирующей деятельности автотрофов.
Аридные формации, возникшие с появлением кислородсодержа­
щей атмосферы, формировались в течение протерозоя и всего фане­
розоя. При этом меденосные формации развиты в протерозое, палео­
зое и даже кайнозое, получив в фанерозое максимальное развитие в
позднем палеозое - девоне-карбоне-перми.
Карбонат- и эвапоритсодержащие формации (в масштабе именно
формаций, поскольку проявления эвапоритов отмечены и в докем­
брии) появились в кембрии и образуют определенные максимумы в
девоне, перми, триасе, поздней юре, мелу и палеогене-неогене.
Эволюция обломочного породообразования
39
таблица 2.2 (окончание)
Предгорные
Сибирь (нижний и
и межгорные
верхний протерозой,
>:S:
>:S:
впадины и
кембрий, ордовик, силур,
о
девон); Средняя Азия
м
о
прогибы,
о
м
Р..
о
11)
окаймляющие
(девон, карбон, пермь,
11)
11)
:з
t;
<::
палеоген, неоген);
(\j
:i:
разновозрастные
Р..
t::
м
t::
>:S:
о
сооружения
европейская часть СССР,
~
>:S:
:s:
~
:s:
:i:
u
Центральная Европа
:i:
.. .:
ii:i
Р..
(девон, пермь ), Северная
11)
:s:
~
::I:
Америка (пермь); Южная
~ Америка (палеоген,
:i:
неоген)
i::1:
Предгорные
:s:
Сибирь (кембрий,
и межгорные
< ордовик, силур, девон);
>:S:
впадины и
Средняя Азия (девон,
:s:
~
прогибы,
пермь, мел, палеоген);
:i:
()
.. .:
11)
окаймляющие
>:S:
Р.. >:S:
:s:
восточная часть
;:;;:
11) о
s
Центральной Европы
Р..
~м
о
горные
:s: о
\О
11)
(\j
(пермь); Северная
:о
>:S: <::
iJ сооружения,
~ ;:;;: (\j
Америка (силур, девон,
:i: t::
о
а также
i::1:
~
11)
внутренние
пермь, триас)
Р..
м
u
впадины
платформенных
областей
Гематитсодержащие бескарбонатные формации широко развиты
в протерозое и заканчивают свое развитие в девоне, поскольку по­
следние гематитсодержащие сланцы отмечены в нижнем девоне.
Напротив, бескарбонатные формации с пластами углей появились по­
сле экспансии растительности на сушу, или точнее - на ее прибреж­
ные участки, и развиты в карбоне и перми, после чего они практиче­
ски исчеза19т, как исчезают гумидные красноцветы вообще.
Таким образом, относительные максимумы развития красноцвет­
ных формаций разных периодов несколько различны по составу и
наборам формационных типов. Докембрийские формации представ­
лены гумидными гематитовыми бескарбонатными и аридными ме­
дистыми карбонатсодержащими формациями, кембрийские - карбо­
натсодержащими аридной климатической зоны. В девоне отчетливо
доминируют карбонатсодержащие формации аридной зоны, в перми
спектр несколько расширяется и при широком развитии формаций
аридной зоны имеются угольсодержащие формации гумидной зоны.

40
ro
ro
::;;
::;;
Q)
ф
!§_
t;
s
(') (..)
'""
~[с fнижний
_J __
'
Архей
Глава 2
Красноцветные формации
С карбонатным
материалом
аридные
-------,---- --
меде-
с эвапо-
носные ритами
J1
Бескарбонатные
гумидные
----г-~1-- ------
гематит· 1 угли- i nатерит-
""=Т'::--1 ""i -
Биотические
события
(-
Появление ф.1ор6' ""'Р•"осе•.•ен•ых
f1оявnение за счет Фотос11нтеза
свободt-tоrо кис;-::;рс,.'4а
Рис. 2.3. Схема эволюции красноцветных формаций и ее соотношение с
биотическими событиями в истории Земли
В мезозое-кайнозое распространены практически исключительно
аридные формации.
Появление наземной биоты, и прежде всего наземной флоры,
принципиально изменило ситуацию на суше. В сфере образования
красноцветных толщ ее воздействие на осадкообразование было дво­
яким.
Опосредованное влияние заключалось в создании кислых сред
и восстановительных обстановок при разложении и органического
Эволюция обломочного породообразования
41
вещества в диагенезе. В этих условиях железо миграционноспособ­
но, поэтому в осадках и породах нет оксидов и гидроксидов железа.
Подобные ситуации возникали при обилии растительности в гумид­
ном климате, поэтому в зонах подобного климата со среднего девона
гематитсодержащие красноцветы отсутствуют. Формации подобного
типа сохраняются лишь в аридных областях, где отсутствует или су­
ществует резкий дефицит органического вещества.
Наряду с подобным косвенным, опосредованным, влиянием био­
ты ее воздействие осуществлялось и непосредственно в виде гене­
рируемых ею органических кислот, что резко интенсифицирует про­
цессы химического, точнее биохимического, выветривания по кис­
лому типу. Это более прямое воздействие при общей окислительной
обстановке привело к появлению принципиально нового вида крас­
ноцветных толщ - образований латеритного типа. Таким образом, с
появлением наземной биоты в условиях гумидного климата исчезли
красноцветы одного типа - гематитсодержащие,
-
но появились тол­
щи принципиально иного типа-латеритного.
Особо следует остановиться на эволюции угленосных формаций.
Сам термин угленосные формации является, с одной стороны, очень
общим, с другой - не очень определенным. Как правило, это терри­
генные, преимущественно песчано-глинистые отложения с тем или
иным количеством каменных углей. Количество последних строго не
определено, поэтому и строгой границы угленосные - не угленосные,
не существует.
Несмотря на указанную неоднозначность, эволюция этой группы
весьма определенная. Прежде всего, само появление углей и соответ­
ственно угленосных формаций обусловлено выходом растительности
на сушу и началом ее колонизации. (В данном случае не рассматрива­
ются проблематичные, не имеющие формациеобразующего значения
«морские» альгиновые угли.) Первые угли и содержащие их форма­
ции появились в конце девона, и быстро, уже в карбоне, получили
массовое развитие. Не случайно этот период геологической истории
получил название каменноугольного, поскольку такой возраст имеют
угленосные толщи Донбасса, Силезского бассейна в Польше, Рура в
Германии, Корнуолла в Англии и других местах.
Согласно с историей распространения наземной растительности
развивалось как угленакопление, так и угленосные формации. В пале­
озое растительность освоила прибрежно-морские и дельтовые обла-

42
Глава 2
сти, где накапливались параллические угленосные толщи. При этом в
ряде случаев формировались и красноцветные угленосные формации.
Не исключено, что в этих областях существовал и аридный климат,
а растительность, определившая образование углей, существовала за
счет прибрежных водоемов, включая и собственно прибрежные части
морей.
Экспансия растительности и колонизация всей суши привели к
смещению утленакопления вглубь континентов, и мезозойско-кайно­
зойское утленакопление стало лимническим, связанным с внутрикон-
Пет~
Красноцветные формации
1J cocrae::::::о-х
Конr~ты
KOИ'rll-
С 11:нрбо1-1эrным
Бескаобон~ТНЫ('
•tе•наnь
s~
материалам
ryM1'1Дi-fЫf!
...ощности
~
Эр1Щ!-!Ы€'
11Ые
ai- _..
'~
-
Меде· С эвапо •1ематиr угли
nатерит-
nочвы
""""'
носные ритами СОДАР*А· C0Дf?!'Dil<8
ные
'
...•
il~
)J1\
)'
-
((1)
....
""")'"
к
JJ
1
((11
\
.
(
1\
\
т
·\
-)
\
~\·· 1r
)__
•··
...
'··
..
~--
'°'"
.)
•'
р
·'
)
2__
с
(·r(r····
oS
§D
\\
))~
~s
/
'
1
/v
о
7
\
€
1)
.... ~
f
)1
.
i
J
1
•
--·----
\
1
'
)
~
\)
•
\
')
.
.
.
r
~
.
l
.
•
•.
.
Рис. 2.4 . Схема эволюции терригенного, в том числе континентального, осадко­
накоrтения и эволюции некоторых групп флоры
Эволюция обломочного породообразования
43
тинентальными водоемами. Параллельно практически исчезла, или
стала крайне редкой, красноцветная разновидность угленосных фор­
маций.
Заметим попутно, что подобным территориальным расширением
обстановок утлеобразования, возможно, объясняется отмеченное про­
тиворечие высоких или даже максимальных запасов углей перми при
ограниченности распространения самих утленосных формаций (см.
рис. 2.2, табл. 2.1 ). Ограниченность распространения последних в от­
носительно узких прибрежных зонах обусловила малое количество
Типы уrлшЮСМЬ1х
Сnороеь1е~
Гоnосеuенные
тоnщ
запасы
(пинофмтовые)
,,.__
уmеИ
·--
-
~"t,t
,_ ...
---
_... ..,
,"~
......... "
-
-
\Мl\Wl«ft•j ~-~·
.
.......
. .,._
.... ~1.
. \··
11.
\J
•· ..
\\v
}}\
/J1)
1)j
))"'
"..
,,
7
..
~· .·.
\) ...~
--
.......
,..
)
)//
.
,,_ .
"
---
.." .•..
····-·

44
Глава 2
самих формаций при высокой плотности запасов на единицу площа­
ди, что и определяет высокие в целом запасы углей перми.
Завершая рассмотрение эволюции обломочного породообразова­
ния, можно повторить, что вещественный состав обломочной части
'Определяется изменением состава пород источников сноса, в свою
очередь во многом зависимым от развития жизни и обусловленным
этим развитием химического (биохимического) выветривания. Из­
менение формационных типов отложений связано с эволюцией тек­
тонических движений, прогрессирующим усилением (возрастанием)
контрастности рельефа. Появление и развитие жизни напрямую опре­
делило появление и развитие угленосных формаций, а через обуслов­
ленное ею изменение геохимических условий - появление и эволю­
цию красноцветных формаций.
В связи с развитием жизни, ее экспансией в новые экологические
ниши, колонизации новых областей эволюционировали и красноцвет­
ные формации. Мезозойско-кайнозойские, а возможно и верхнепале­
озойские красноцветные отложения формировались в континенталь­
ных условиях только аридной климатической зоны. В гумидных об­
ластях .в это время, по крайней мере с позднего девона, существовала
наземная растительность, а следовательно и органическое вещество,
которое создавало, во-первых, восстановительную и, во-вторых, кис­
лую за счет гумусовых кислот среду в осадке. В этих условиях железо
переходило в двухвалентную и растворимую форму и выносилось.
В аридf!'ОМ климате при отсутствии растительности существовали
окислительные щелочные среды, и железо, в форме гидроксидов и
оксидов трехвалентного иона, окрашивало обломочные толщи, что и
определило их красноцветность.
В позднем протерозое и раннем палеозое при отсутствии назем­
ной растительности континентальные красноцветные формации об­
разовывались и в гумидном климате. В отличие от более молодых
аридных красноцветов они бескарбонатны и не ассоциируют с эва­
поритами.
В обобщенном виде эволюция аллотигенного осадконакопления
показана на рис. 2.4.
Глава 3
ЭВОЛЮЦИЯ КАРБОНАТОНАКОПЛЕНИЯ
Карбонатные отложения были, по-видимому, первым или одним
из первых объектов, на котором выявлена эволюция осадочного по­
родообразования в истории Земли. Еще в начале двадцатого столе­
тия Р. Дэли установил, что от палеозоя к мезозою и кайнозою проис­
ходит резкое сокращение количества доломитов при одновременном
возрастании доли известняков. Вообще проблема эволюции карбо­
натонакопления чрезвычайно многообразна - кроме изменения ми­
нерального состава это эволюция палеогеографических обстановок
карбонатообразования, его масштабов, способов, механизмов нако­
пления карбонатного материала т.д. Поскольку вопросы эволюции
карбонатонакопления подробно описаны в относительнонедавних
публикациях [Кузнецов, 2003, 2004, 2005, 2010б], в данной работе
они рассмотрены достаточно конспективно по четырем основным на­
правлениям - эволюция вещественного состава и соотвественно ти­
пов пород, способов осаждения карбонатного материала, и частично
определяемых ими структурных типов пород, и наконец, изменение
палеогеографических обстановок карбонатонакопления и формаци­
онных типов карбонатных образований.
Совершенно ясно, что подобное разделение достаточно условно,
и при рассмотрении отдельных аспектов эволюции естественны пере­
крытия и некоторые повторения.
Карбонатонакопление известно с глубокого докембрия и продол­
жалось в течение всего фанерозоя, во всех его геохронологических
подразделениях, по крайней мере на уровне эпох, хотя строго коли­
чественно оценить его масштабы и их изменения в пределах всего
земного шара весьма затруднительно. Наиболее полные сведения по
континентальному сектору стратисферы были получены А.Б. Роно­
вым [1993], материалы которого графически представлены на рис.
3.1 . Количественное распределение карбонатных пород в геологиче-

46
Глава 3
...
"
Объем uрбокатиых % or общего об•сма % ~сарбонатиых
Интенсквнос-rь
::1
::1
~ " 5 пород,106км1
карбонатн~rх пород
пород от общего
накопле:нКJt.
...
t;
"
объема ОТJIОЖОНИА 10' км'/мnн пет
о.
оо13579
2468
10 20
100 300
(!')
""
N
о
Q:.:
"
*'
"
:.:
к
р
с
4Г--Г-1!~1"'-~~~~-i>-~-'-~~~~VL-:~<-:r.-f-~~--+~+-~~--1
gs
gt--Г-il'-?"-t<-~~~~-f'-,.<-,.,f--~~~~!'-.o<...,.<:C,<:.,..Ч-~~~:..,..::.~~~--!
~
е
Рис. 3.1 . Распространение карбонатных пород в геологическом разрезе как
отражение эволюции масштабов карбонатонакопления в венд-фанерозойской
истории. Составлено по данным А.Б. Ронова [1993]
Эволюция карбонатонакопления
47
ском разрезе дано в виде четырех показателей - абсолютного объема
карбонатных пород в отделах стратиграфической шкалы, процента
карбонатных пород от общего объема пород данного конкретного
стратиграфического подразделения, интенсивности карбонатонако­
пления, то есть объема карбонатов, накопившихся в единицу време­
ни, и наконец, процентного содержания карбонатных пород в данном
отделе от суммы всех карбонатных образований венда и фанерозоя.
На фоне непрерывного во всей истории накопления карбонатных
отложений в фанерозое отчетливо устанавливается неравномерность
этого процесса и наличие трех крупных максимумов: средний кем­
брий - средний ордовик, средний девон
-
карбон и верхняя юра -
мел, а также двух относительно небольших: средний-верхний триас
и эоцен. Важно отметить, что абсолютные объемы карбонатных по­
род последовательно возрастают от нижнепалеозойского максимума
к верхнеюрскому-меловому. Оценить объемы древних океанических
карбонатных отложений сейчас весьма проблематично, однако, если
учесть, что известные ныне палеозойские глубоководные отложения
в основном кремнистые, глинистые и значительно реже карбонатные
(цефалоподовые, тентакулитовые и другие подобные известняки), а
мезозойские и особенно кайнозойские в значительной мере карбонат­
ные, с большой степенью вероятности можно говорить об увеличении
в целом масштабов карбонатонакопления в течение геологической
истории.
При этом на фоне увеличения общего количества карбонатных
отложений происходит сокращение количества доломитов при соот­
ветствующем относительном и абсолютном возрастании доли извест­
няков (рис. 3.2).
Имеющиеся в настоящее время данные показывают, что в архее
и, видимо, частично раннем протерозое преобладало накопление кар­
бонатов кальция. Сейчас это мраморы, кальцифиры и другие глубоко
метаморфизованные породы, но преимущественно, или по крайней
мере существенно, с кальциевой основой. В среднем и верхнем про­
терозое, в меньшей степени венде преобладали доломиты, имеются и
мощные толщи магнезитов (см. рис. 3.2). В палеозое происходило по­
следовательное, хотя и не совсем равномерное снижение доли доло­
митов, количество которых со второй половины мезозоя стало крайне
ограниченно.

48
Глава 3
Относмтельмая расnространенность
g ! ~!--~~~~~~~~-!--~
~Ьg
:::-~::~:и
1;3
Известняки Доломиты МаrнЕПиты
0 том числе
каnьцибиониты
..
i
Автотрофы
Сrромаrооит.
обраэу~оuме
циа11обш:1ерии
БвrрЯtjые
оодоросrщ
Рис. 3.2 . Схема соотношения состава карбонатных пород и развития некоторых
автотрофов в истории Земли
При этом относительно резкие границы смены состава фикси­
руются на рубежах ранний-средний протерозой, рифей-венд, венд­
кембрий, ордовик-силур, юра-мел. В верхнем карбоне - перми от­
мечается некоторое усиление доломитообразования, а частично и
формирование магнезитов.
Прежде чем обсуждать эволюцию способов извлечения из рас­
творов и осаждения карбонатного материала, несколько слов о самих
механизмах такоrо осаждения. Карбонаты кальция находятся в рас­
творах в виде бикарбонатов Са(НС03)2 и перевод их в карбонатную,
то есть практически нерастворимую форму осуществляется двумя пу­
тями. Наиболее явный способ - это секреторная деятельность живых
организмов, которые усваивают растворенный бикарбонат, строят
свой скелет,в том числе раковины, из арагонита или кальцита. После
отмирания организмов скелетные образования отлагаются и форми-
Эволюция карбонатонакопления
49
руют карбонатные осадки, а затем породы. У некоторых организмов
скелеты образуются из высокомагнезиального кальцита (багряные
водоросли, склерактиниевые кораллы, некоторые известковые губки,
мшанки), причем появление организмов с подобным составом скеле­
тов, по-видимому, тоже исторично - более или менее достоверно их
появление со второй половины мезозоя.
Второй способ-удаление СО2 , разрушение таким образом бикар­
боната и выделение карбоната в виде упомянутых кальцита или ара­
гонита. В этом случае возможны по крайней мере три варианта. Во­
первых, повышение температуры и снижение давления, что, согласно
закону Генри, ведет к снижению растворимости газов, в том числе
СО2, их выделению в свободную фазу и удалению из воды. Подоб­
ный чисто химический способ реализуется, видимо, в крайне ограни­
ченных масштабах, поскольку диапазон изменения этих параметров
в реальных природных условиях весьма ограничен. В относительно
заметных количествах он осуществляется при выходе на дневную по­
верхность подземных вод, особенно минерализованных, когда проис­
ходит резкое падение давления. В результате таких процессов образу­
ются известковые туфы.
Неизмеримо более мощным фактором извлечения углекислого
газа, и соответственно повышения рНсреды, являются растительные
организмы, или, в более общей форме - автотрофы, наглядным приме­
ром чему служит появление во время цветения водорослей вайтингов
-
белесой мути, состоящей из тончайших карбонатных кристалликов.
Подобный биохемогенный способ является, по-видимому, одним из
ведущих механизмов осаждения карбонатного материала. Некоторой
«разновидностью» такого процесса, видимо, можно считать псевдоби­
огенный, когда подобные изменения геохимической среды возникают
локально вокруг единичного автотрофа, который и обизвествляется,
образуя чехол. К таковым относятся известковые водоросли, некото­
рые цианеи, названные В.А. Лучининой кальцибионтами - ренальци­
сы, эпифитоны, марковеллы и т.д. [Лучинина, 1988, 1990].
В отличие от карбонатов кальция, магнезиальные соединения в
виде магнезита, гидромагнезита, иногда даже гидрата окиси магния
-
брусита, осаждаются при значительно более высоких значениях рН
-
от 9,0 и выше.
Возвращаясь непосредственно к теме эволюции способов осаж­
дения, надо отметить, что сколько-нибудь достоверные данные по

50
Глава 3
этому вопросу для архея практически отсутствуют, но, скорее всего,
это было преимущественно чисто хемогенное осаждение. В протеро­
зое, особенно со среднего протерозоя, когда произошел практически
взрывной расцвет цианобактерий, абсолютно преобладал биохемо­
генный способ и его разновидность - псевдобиогенный. Это находит
свое выражение в мощных толщах строматолитовых и других микро­
биальных карбонатных пород, причем преимущественно доломито­
вого состава.
Подобная ситуация в значительной степени сохранилась в венде
и начале кембрия, когда продолжали формироваться мощные толщи
строматолитовых известняков и доломитов, а также карбонатных по­
род, состоящих из остатков кальцибионтов - эпифитонов, ренальци­
сов, гирванелл и т.д.
Эти механизмы осаждения функционировали и в течение всей
позднейшей фанерозойской истории, но количественная роль их была
резко ослаблена (рис. 3.3). Псевдобиогенное накопление карбонатно­
го материала, мощно развитое в позднем рифее и раннем палеозое,
затем скачкообразно сократилось и представлено в мезозое в значи­
тельной степени, а в кайнозое исключительно в виде строматолитов.
Начиная со второй половины ордовика очень быстро возрастал
объем чисто биогенного выделения карбонатов кальция в скелетах
организмов и его накопление в виде карбонатных осадков.
С середины палеозоя этот способ стал преобладающим. Вместе
с тем и сам характер биогенного кабонатонакопления не оставался
постоянным. В палеозое, видимо, абсолютно преобладало формиро­
вание известняков за счет жизнедеятельности бентосных организмов,
среди которых важное породообразующее значение имели стромато­
пороидеи, табуляты, ругозы, брахиоподы, фораминиферы, кринои­
деи, мшанки, водоросли, преимущественно зеленые. В мезозое бен­
тоногенное накопление известняков сохранилось, хотя масштабы его
сократились. В определенной мере сменился и состав известьвыде­
ляющих организмов. Так, сократилось значение бентоносных фора­
минифер, криноидей, среди кишечнополостных ведущими стали ше­
стилучевые кораллы, среди водорослей - багряные, место брахиопод
в значительной степени заняли моллюски и т.д.
Принципиально важным стало изменение роли нектонных и осо­
бенно планктонных организмов и соответственно резкое возрастание
значения нектоно- и планктоногенных формаций. Подобный способ
Эволюция карбонатонакопления
51
IЪBf.'('TltЯKll
До.rю~111ты
'gN
sz
,=
F
:2
к
,=
о
8
~
".
т
r
{'
lJ
,=
~
а
о
с
~
.
.;;
Рис. 3.3 . Принципиальная схема эволюции способов осаждения карбонатного
материала
1 - цефалоподы, тентакулиты, стилиолины; 2 - аммониты, кокколитофориды;
3 - кокколитофориды; 4 - фораминиферы, птероподы, кокколитофориды
осаждения впервые появился в позднем силуре в виде ортоцеровых
известняков Карнийских Альп, более широко развит в девоне - на­
чале карбона, когда формировались цефалоподовые, стилиолиновые
и тентакулитовые известняки. В триасе-юре известны аммонитовые
известняки (верхний триас восточного Тетиса, юрская формация Ам­
монитико россо Альпийской зоны и др.). Уже в этих известняках важ-

52
Глава 3
на доля планктонных организмов, а с позднего мела планктоногенный
способ стал ведущим, когда основное количество карбоната кальция
усваивалось и осаждалось кокколитофоридами, а затем в кайнозое и
птероподами и особенно планктонными фораминиферами.
Несколько иная картина наблюдается для доломитов. Для реше­
ния вопроса о причинах этого, видимо, очень важное значение при­
обретает соотношение временного развития автотрофов, и прежде
всего цианей, и стратиграфического распространения доломитообра­
зования, примерно параллельное их развцтие и наличие достаточно
четких одновозрастных рубежей смены и изменения развития цианей
и интенсивности накопления доломитов.
Почти взрывной расцвет цианобактериальных сообществ на гра­
нице палео- и мезопротерозоя синхронизируется со сменой преиму­
щественно кальциевых карбонатов архея и нижнего протерозоя на до­
ломиты рифея. Господство в среднем-позднем протерозое цианобак­
терий обеспечило мощное извлечение из воды и усвоение СО2 , резкое
повышение щелочности. К тому же, отсутствие животных организ­
мов, которые восполняли бы дефицит СО2в водоемах, высокая ще­
лочность сохранялась.В итоге это вело к существенному повышению
рН среды, что и вызывало преимущественную биохемогенную садку
именно магнезиальных соединений.
Для позднего докембрия, кембрия и частично в существенно мень­
шей степени ордовика-силура главным механизмом осаждения доло­
митов был, видимо, биохемогенный и псевдобиогенный. Это привело
к формированию мощных толщ строматолитовых доломитов и да­
же «первичных» доломитовых археоциатово-цианобактериальных
рифов.
Вообще на рубежах принципиальных изменений состава и коли­
чества автотрофов, и прежде всего цианобактерий, происходила сме­
на состава карбонатных пород. Расцвет цианей в рифее синхронизи­
руется со сменой преимущественно кальциевых карбонатов архея -
нижнего протерозоя на доломиты рифея. Позднее моменты сокраще­
ния и даже исчезновения цианей достаточно четко сопровождаются
и сокращением доломитообразования. Со второй половины палеозоя
псевдобиогенное доломитообразование резко сокращается и отчетли­
во превалирует биохемогенное осаждение известково-магнезиальных
соединений с последующим диагенетическим преобразованием их в
доломит.
Эволюция карбонатонакопления
53
В фанерозое по мере исчезновения цианобактерий, вернее, вы­
теснения их в водоемы повышенной солености в условия, не благо­
приятные для существования высокоорганизованной стеногалинной
биоты, эти экологические ниши оккупировали более толерантные
автотрофы, в том числе различные микробиальные сообщества, хотя
количество последних было неизмеримо меньше, чем в докембрии.
Снижение в связи с этим величины щелочности обусловило и сокра­
щение образования магнезиальных соединений. Само же их осажде­
ние продолжало иметь биохемогенную природу.
Таким образом, изменения состава карбонатных отложений во
многом определялись эволюцией способов, механизмов осаждения
карбонатного вещества (см. рис. 3.3). В свою очередь, на эволюцию
способов могли влиять и изменения палеогеографических областей
карбонатонакопления.
Морское и океаническое карбонатонакопление происходит в че­
тырех основных географических (и палеогеографических) областях
-
на шельфах, внутрибассейновых отмелях, рифах и в пелагиали. Со­
временные данные о распределении карбонатных отложений разного
типа позволяют утверждать, что относительное значение этих палео­
географических областей с точки зрения объемов отлагающихся в их
пределах карбонатных осадков менялось в геологической истории
Земли (рис. 3.4).
В протерозое и палеозое карбонатонакопление связано с обшир­
ными, обычно крайне мелководными, эпиконтинентальными «шель­
фовыми» морями, покрывавшими устойчивые блоки континентально­
го сектора стратисферы - древние платформы (кратоны). Таковы, на­
пример, рифей-венд-кембрийские моря Сибирской и Китайской плат­
форм, Ирана, позднепалеозойские бассейны, покрывавшие Восточно­
Европейскую платформу, палеозойские моря Северо-Американской
платформы и др.
Размеры таких морей нередко были весьма велики. Так, поздне­
девонско-раннекаменноугольный бассейн Восточно-Европейской
платформы протягивался не менее чем на 1800-1900 км с запада на
восток и не менее чем на 3000 км с севера на юг. Позднеордовикский
бассейн Северной Америки с карбонатной седиментацией простирал­
ся от современных арктических островов Канады до северной Мек­
сики, то есть не менее чем на 8-9 тыс. км при ширине 2-2,5 тыс. км.

54
'=<:>
'""
~~
~
::
Q
""Q
~
~
с:
~~
=
к
J
т
р
с
D
s
о
€
ШсJ1ьфы
Глава 3
Изош1ров~1н­
ныс O'IMC.'IИ
Рифы
Пе:1ю и~1д1.
Рис. 3.4 . Эволюция относительной роли различных палеогеографических зон
карбонатонакопления
1 - цефалоподовые, тентакулитовые, стилиолиновые известняки; 2 - известняки
фаций Аммонитико россо, майолика, гальтштатские, аптиховые и др.; 3 - формация
писчего мела; За - бентоногенные известняки и писчий мел; 4 - кокколитово­
птероподово-фораминиферовые известняки
Эволюция карбонатонакопления
55
Соответственно площади развития образующихся в этих бассейнах
бентоногенных карбонатных формаций были огромны.
Другим палеогеографическим типом области карбонатонакопле­
ния были обширные отмели среди глубоководных древних океаниче­
ских бассейнов. Здесь, как и на шельфах, формировались бентоноген­
ные карбонатные и реже терригенно-карбонатные формации.
Размеры подобных отмелей и образовавшихся на них изолирован­
ных карбонатных платформ различны. Так, Астраханская платформа
верхнего девона - башкирского яруса Прикаспийского микроокеа­
на имеет размеры 15Ох175 км при суммарной мощности карбонат­
ной толщи около 2000 м. Площади погребенных под мезозойско­
кайнозойским платформенным чехлом Западно-Сибирской плиты
палеозойской Нюрольской изолированной карбонатной платформы
составляет около 1О тыс. км2 при вскрытой мощности карбонатных
пород около 3600 м, а Ханты-Мансийской - порядка 20 тыс. км2 •
Нижне-среднедевонская платформа Салаира имела размеры при­
мерно 35Ох5ОО км при суммарной мощности около 4 км, а фамен­
турнейская Казахстанская - 45Ох900 км и мощность не менее 2500 м.
Последние объекты представляли собой по сути микроконтиненталь­
ные блоки, покрытые мелким морем.
Третьей областью бентогенного карбонатонакопления были рифы.
Последние развивались как в пределах эпиконтинентальных наплат­
форменных морей, так и на окраинах континентов, часто обрамляя
платформенные карбонатные отложения. Многочисленны также вну­
триокеанические рифы и рифы, обрамляющие микроконтиненты и
жесткие блоки среди океанов.
В палеозое отмечено несколько эпох интенсификации рифообра­
зования - ранний-средний кембрий, поздний ордовик
-
франский
век, визе - начало башкирского века, конец позднего карбона - пермь.
Собственно пелагическое нектоно-планктоногенное осаждение
карбонатного материала в докембрии и палеозое было, видимо, до­
статочно ограниченно. Вероятно наиболее древним примером отло­
жений подобного рода являются верхнесилурийские ортоцеровые
известняки Карнийских Альп, но наибольшее развитие они получи­
ли в девоне - самом начале карбона. Пелагические известняки этого
возраста известны в Европе, Северной Африке, Казахстане, Северном
Памире и других регионах.

56
Глава 3
Как правило, это микрозернистые известняки, иногда глинистые,
с тем или иным количеством тонкого органогенного детрита, с тон­
кослоистой или чаще флазерной, комковатой текстурой, наличием
хардграундов, нередко железо-марганцевыми нодулями. Среди остат­
ков фауны отчетливо преобладают плавающие формы - цефалоподы,
конодонты, стилиолины, тентакулиты. Бентос ограничен и представ­
лен относительно редкими тонкостенными двустворками. Для этих
отложений характерна относительно, а часто и абсолютно малая мощ­
ность. Так, в Гарце (Германия) имеются разрезы, где мощность карбо­
натных отложений всего верхнего девона составляют всего около 1 м
[Rucholz, 1963]. В связи с этим скорость карбонатного осадконакопле­
ния в большинстве случаев оценивается в 2-3 мм/1000 лет, что впол­
не сопоставимо со скоростями накопления аналогичных отложений
в современных океанах. Вопросы, связанные с подобными «конден­
сированными», в том числе карбонатными разрезами, рассмотрены
недавно Е.Ю. Барабошкиным [2009].
В мезозое сохранились те же четыре основных типа областей
карбонатонакопления, но произошло значительное изменение ко­
личественной роли каждой из них. Резко сократилось количество и,
самое главное, - размеры эпиконтинентальных шельфовых морей
с карбонатной седиментацией, примером которых служат относи­
тельно узкие шельфы северного обрамления Тетиса - верхнеюрские
Скифской и Туранской плит, юрские и меловые Ближнего Востока,
ряд шельфов нынешнего американского Средиземноморья и др.
Существенно большее значение приобрело карбонатонакопление
в пределах внутриокеанических отмелей, где формировались изоли­
рованные карбонатные платформы. При открытии Тетиса и Атланти­
ки и раздвижении литосферных плит возникли многочисленные раз­
розненные блоки, на которых в позднем триасе - ранней юре началось
накопление мелководных бентоногенных карбонатных отложений.
В Палеоатлантике в пределах американского Средиземноморья
известна, например, среднемеловая, обрамленная рифами платфор­
ма Голден Лайн в Мексике, юрско-нижнемеловая платформа плато
Блейк. По крайней мере с раннего мела, а по геофизическим данным,
с поздней юры начала формироваться Багамская банка - классиче­
ский пример изолированной карбонатной платформы, являющейся
прототипом этого типа карбонатных платформ вообще. Суммарная
Эволюция карбонатонакопления
57
мощность мезозойско-четвертичных карбонатных пород этой банки,
начиная со вскрытых скважиной отложений верхнего мела, превыша­
ет 4860 м. В юго-восточной Атлантике нижнемеловые мелководные
бентоногенные отложения изолированной платформы обнаружены
скважинами глубоководного бурения в пределах Китового хребта.
Многочисленные изолированные карбонатные платформы известны
в странах Средиземноморья.
В течение позднего триаса, поздней юры, среднего, а местами
и позднего мела шло активное рифообразование. Триасово-юрские
рифы известны практически по всему Тетису и его окраинам, средне­
меловые рудистовые рифы в наибольшей степени развиты в районе
Мексиканского залива, Карибского моря и их побережий, они рас­
пространены по западным окраинам Центральной Африки, северно­
му обрамлению Тетиса от Португалии через Турцию, Афганистан до
Индии, верхнемеловые постройки известны на севере Африки и на
Ближнем Востоке.
Близки к рифам карбонатные образования океанических гайотов
-
плосковершинных карбонатных образований, обычно с рифовым
обрамлением, перекрытых пелагическими осадками и погруженных
ныне на значительные глубины. Они, в частности, изучены в северо­
западной и центральной частях Тихого океана, где обнаружено более
350 подобных образований. Мощности карбонатных отложений ино­
гда превосходят 1600 м.
Принципиальным новшеством мезозоя было резкое возрастание
роли пелагических океанических карбонатных отложений. Это широ­
ко известные юрские и меловые формации Аммонитико росса, Май­
олика, Бьянконе альпийской зоны и вообще западной части Тетиса,
триасовые гальдштадские известняки и аммонитовые фации его вос­
точной части, и в частности острова Тимор и др.
Наиболее изученными являются отложения типа Аммонитико
росса, которые известны от Пиринеев на западе до Турции на вос­
токе и по данным морского бурения - в Северной Атлантике. Как пра­
вило, это красные, желтые, бурые известняки, характеризующиеся
отчетливо комковатой, нодулярной, реже тонкослоистой и еще реже
массивной текстурой, микрозернистой структурой со своеобразной
ассоциацией остатков организмов, включающей аммониты, белемни­
ты, планктонные и бентонные фораминиферы, радиолярии, кокколи-

58
Глава 3
тофориды, кальционеллы. Наряду с плавающими формами нередки
и бентосные, но всегда специфические - посидонии, даонеллы, не­
многочисленные гастроподы, губки, остракоды.
Скорость седиментации этих отложений по разным оценкам ко­
леблется от 0,4 до 5 мм/1 ООО лет, что в общем сопоставимо со скоро­
стями накопления кайнозойских океанических осадков аналогичного
состава.
С поздней юры и особенно со второй половины мела начался рас­
цвет и массовое развитие кокколитофорид и в связи с этим активное
накопление кокколитовых илов. Этот взрывной расцвет привел к рез­
кому увеличению карбонатообразования вообще и специфической
формации писчего мела в частности, причем существенное, если не
основное значение среди всех карбонатов имела именно эта форма­
ция. Она не только обусловила накопление океанических карбонат­
ных отложений, но и распространилась в шельфовых морях как древ­
них, так и молодых платформ, где соответствующие планктоногенные
толщи занимают огромные площади.
В кайнозое продолжалось смещение карбонатонакопления в океа­
ны. Шельфовые моря с накоплением карбонатных осадков стали бо­
лее редки, а главное ограничены по площади, особенно по ширине.
Так, крупнейшие кайнозойские образования такого рода в районе
Мексиканского залива и полуострова Флорида протягиваются на рас­
стояние примерно 800 км при ширине не более 200 км, а у полуостро­
ва Юкатан - на 600-650 км при ширине также около 200 км.
Сократилось и число изолированных отмелей с карбонатной се­
диментацией. Среди наиболее известных - Большая Багамская банка,
где продолжалось формирование заложенной в мезозое платформы.
Чисто кайнозойской является платформа Мальдивского архипелага,
где в течение раннего эоцена - раннего олигоцена формировалась
«классическаЯ>) плосковершинная платформа, рельеф поверхности
которой был модифицирован в позднем олигоцене - плейстоцене.
В связи с сокращением числа и площади шельфов и изолирован­
ных отмелей относительно возросло значение рифов. Океанические
рифы развивались в течение всего кайнозоя, но наиболее активно с
эоцена.
Резко - относительно и абсолютно
-
увеличилось пелагическое
карбонатонакопление в океанических пространствах, где шло почти
Эволюция карбонатонакопления
59
исключительно планктоногенное осадкообразование за счет жизне­
деятельности кокколитофорид, птеропод и фораминифер.
Количественная роль тех или иных обстановок вызывает зна­
чительные разногласия, однако можно утверждать, что абсолютно
большая часть современного карбонатонакопления (а во многом и
кайнозойского в целом) связана с планктоногенным осаждением в пе­
лагических областях, значительная часть с рифами и в существенно
меньшей степени с другими зонами.
Одной из причин смещения карбонатонакопления с континен­
тальных блоков в океан были,видимо,палеогеографические изме­
нения, связанные с глобальной тектоникой, а именно с положением
литосферных плит. Действительно, в мезозое и особенно кайнозое
после закрытия субширотного Тетиса в низких широтах практически
не осталось шельфов, где могли бы формироваться бентоногенные
карбонаты. Обширные шельфы молодого Северного Ледовитого оке­
ана были неблагоприяты по климатическим условиям. В новообразо­
ванном и расширяющемся Атлантическом океане шельфы оказались
достаточно узкими. Кроме того, негативно влиял и вновь возникший
по восточному побережью Атлантики апвеллинг. Поступление глу­
бинных холодных недонасыщенных карбонатами вод угнетало разви­
тие донной жизни и соответственно карбонатонакопление. Бентоно­
генное карбонатонакопление в океане развито лишь на его западных
шельфах, где апвеллинг отсутствует. Аналогичная картина наблюда­
ется в Тихом и, в меньшей степени, Индийском океане.
Параллельно с изменением палеогеографических обстановок кар­
бонатонакопления произощла и смена организмов - осадителей кар­
бонатного материала. При относительном сокращении шельфовых
участков в теплой климатической зоне, где обильно развивался усваи­
вающий карбонат кальция бентос, «избыток)) карбонатов морских вод
начал извлекаться планктонными организмами, и прежде всего плава­
ющими микроскопическими водорослями, которые благодаря этому
стали ведущей карбонатусваивающей группой. Поскольку водоросли
более толерантны к температурным условиям, они оккупировали и
бассейны умеренных широт, и формация писчего мела покрывает об­
ширные, в том числе удаленные от тропиков пространства платформ.
Подобные изменения вызвали смену областей доломитообразова­
ния и их фациального облика. Основное развитие доломитов в докем-

60
Глава 3
брии и палеозое связано с обширными эпиплатформенными «шель­
фовыми» морями, где они занимают значительные площади. Извест­
ны также доломиты на изолированных карбонатных платформах и в
рифах, но их количество несоизмеримо меньше, чем на шельфах.
В мезозое наряду с резким сокращением шельфовых морей с кар­
бонатной седиментацией в их пределах сократилось и доломитообра­
зование, причем последнее отчетливо сместилось к самой прибреж­
ной зоне литорали, заливам и лагунам с нарушенным гидрологиче­
ским режимом. В связи с этим относительно возросла роль доломитов
изолированных платформ и рифов.
Эта тенденция еще более усилилась в кайнозое, когда доломитоо­
бразование практически полностью сместилось к аридным побере­
жьям - себхам и лагунам, в меньшей степени к литоралям гумидных
зон, а также рифам.
Одной из важных причин сокращения доломитообразования, на­
ряду с изменением характера биоты, которая определяла высокую
щелочность среды, было изменение общих палеогеографических об­
ластей карбонатонакопления и смена бентоногенного карбонатонако­
пления планктоногенным. Исчезновение, или, точнее, резкое сокра­
щение площади шельфовых морей, где шло основное осаждение до­
ломита, естественно, привело и к сокращению доломитообразования.
Одновременно смещение карбонатонакопления в пелагиаль при веду­
щей роли планктонных фораминифер, кокколитофорид и птеропод,
раковинки которых сложены арагонитом и кальцитом, обеспечило по­
давляющее преобладание известняков над доломитами.
Таким образом, изменения палеогеографических обстановок кар­
бонатонакопления в целом, наряду с изменением характера биоты, и
обусловленная этим смена геохимической среды определили и эво­
люцию областей доломита- и магнезитообразования.
Эволюция состава карбонатных пород и палеогеографических об­
ластей их накопления отчетливо проявилась и в эволюции отдельных
типов каробонатных формаций.
В обобщенном виде эволюция бентоногенных формаций по со­
ставу породообразующих организмов, петрографическому составу
пород и палеогеографическим областям их образования представлена
на рис. 3.5 .
По сути дела - это некоторая схематическая иллюстрация изло­
женных выше материалов, поэтому особенные комментарии вряд ли
Эволюция карбонатонакопления
61

62
Глава 3
необходимы, однако важно акцентировать внимание на нескольких
обстоятельствах.
Абсолютное большинство современного карбонатонакопления
реализуется в обстановке теплого тропического климата. Однако
сравнительно недавно установлены карбонатные отложения умерен­
ного климата - нетрадиционные «холодноводные нетропические»
образования карбонатного состава [Cool-water"., 1997; James, 1997;
Lees, 1975; Lees, Buller, 1972). В отличие от «тропических», в био­
ценозе которых преобладают зеленые известковые водоросли и гер­
матипные кораллы (хлорозоновая ассоциация - от Chlorophyta и Zo-
antaria), биоценоз современных холодноводных карбонатных толщ
состоит из моллюсков, фораминифер, иглокожих, мшанок, остракод,
губок. По преобладанию фораминифер и моллюсков эта ассоциация
получила название форамоловой [Lees, 1975; Lees, Buller, 1972). А.В.
Дроновым показано [Дронов, 2000, Дронов, Зайцев, 2011), что ряд
палеозойских карбонатных толщ по своим характеристикам близок
современным холодноводным карбонатам. В этом отношении весь­
ма интересно, что максимум карбонатонакопления в венде-кембрии
соответствует холодной, а в позднем девоне - карбоне, по крайней
мере, прохладной эре, в то время как мезозойский пик карбонатона­
копления, даже исключая планктоногенный мел, соответствует мак­
симальному потеплению [Будыко и др., 1985; Fischer, 1982). В этой
связи можно думать, что среди палеозойских образований достаточно
много холодноводных карбонатных формаций, в то время как в мезо­
зойских и кайнозойских их количество существенно сокращено.
По ряду показателей отчетливо отмечается эволюция рифовой
формации, причем устанавливается этапность и подобной эволюции
(рис. 3.6).
Рис. 3.6 . Схема эволюции рифообразования в истории Земли
Цифры в колонке рифостроящих организмов: 1 - Renalcis, Epiphyton, Markovella;
2 - Chabakovia, Renalcis, Girvanella; 3 - TuЬiphytes, Stromaria; 4 - Vermiporella,
Mastopora, Calcifolium; 5 - Beresella, Fasciella, Cyclocrinus; 6 - Dvinella, Fasciella,
Anthracoporella; 7 - Diplopora, Mizzia; 8 - Halimeda; 9 - Solenopora, Parachaetetes;
1О - Solenoporaceae; 11 - Corallinaceae; 12 - Archaecyathids; 13 - Receptaculita;
14 - Sphinctozoa; 15 - Sphinctozoa, Calcispogia; 16 - Spongia; 17 - Fistulella; 18 -
Palaeoaplysina; 19 - Rudistae; 20 - Fusulinids; 21 - Nubecularia. Климат: Х - холодная
эпоха; Т - теплая эпоха
Эволюция карбонатонакопления
63
1
;;
1/Ц !_JIЛ
1
~
1l1----f
1''
v---r--- 1
L__
~
-
---
+'J
·---
1
~
~"--
_L--c .-- -
1\
.з~g.
)/
~~"
1
l "~'
ornigououow012
-
1
и i"UllfOJ.' \./
-
1~~~~ ;"tоф~
;!
~
armьиWWIOIЗ't/
о:1
Rфи.f
tt·
::.<
<--
--
о.
§ ....<loJoиg и
<:'•
""~
~ i-····'-•"
·-~·---
@
.-фиd
еф
j
!~о
ormoadiюrng
nuпtI
". .~
..... -з1 ~....~
"'1 ~.... "' 1/..., ~ 1+-м 4 1
~-~
н1=: /. /// //// V//
~
'-
-
--
-
--
/j111///1// / ///
--~ ".
---
'=-!'/ 11 11 ".
JIOllal.llocWoфиd
\\\\ \ \\' :\\\\,, ~\\ \\ \\\\
\ \\'\\\\
oи'8dgoouad
'°"""Л s:: 1>
С>
N
~ U>J!11!11111.IOd :в \>
~
~ 11pOC1Ao•1•d
~
llOIOAJIJ s::: ~ -
---_.
--
.\\ \ ~\) _l.l.~
~
--
щ
8!"!1>8.IOf"S \ \\\ \.J ..lli ~ v
9Бi!
wsoЗn'I{
<.=
-
-
-
ш:;
~
с::---~>
11•111'1 '11
---
wozo.ipЛн
CS> :::::: >
~~
:s:
...
--
щ
GP!WodolBWOJIS
~
~\J::>
~
.
~
:::,( Ц!>
@:
~ 1IO'L8Jlld
'-
vJЛqdopoq'I{ \\ =\ \ ' \ \2\1' ~(
"\\: '..\!\° a:I ,\ "'\\:>
-
eJ.o(цdшoro
""
",
.... \ .:
"'
_j,
.,.j '\
\~\ >
.-
-
. ...
~\-\\\\ \ .
llAчdouvЛJ
... .
~
114:uои;) z
""
~
...
1- А.
(, ./
.:::i ~
о
(о1
~ иооощt11)1
Uoaкavf
aoooonu
rtмoa
···------~
~
~u pxd'
""""°"оС

64
Глава 3
Позднеархейский этап - время появления органогенных построек,
относительно малого их развития, наличия преимущественно элемен­
тарных форм - калиптр, реже биостромов и биогермов. Единственны­
ми строителями являются цианофиты и бактерии.
Весьма длительный протерозойский этап, особенно его вторая по­
ловина, характеризуется массовым развитием элементарных (калип­
тры) и простых (биостромы и биогермы) строматолитовых построек.
Формируются они как на платформах, так и в мобильных внеконти­
нентальных областях, причем существенного различия между ними
пока не установлено. Положение ряда построек в фациальном профи­
ле в определенной степени предопределяет положение последующих
рифовых систем. Как и ранее, практически единственными активны­
ми строителями были цианеи, пассивными - бактерии и грибковые.
Состав построек преимущественно доломитовый, в меньшей степени
кальцитовый. Внутри этого весьма длительного этапа также намеча­
ются определенные изменения - постепенная смена калиптр биостро­
мами, а затем и биогермами, а также смена водорослевых (точнее, ви­
димо цианобактериальных) сообществ.
Палеозойский этап характеризуется появлением уже настоящих
рифов- волноломов, развитием всех известных типов одиночных ри­
фов и рифовых систем, резким увеличением мощностей сооружений
и их значительным возвышением над дном окружающих бассейнов.
Рифы широко развиты как в платформенных, так и в подвижных об­
ластях, причем отличия между ними весьма существенны. Резко рас­
ширяется состав как активных, так и пассивных рифостроителей, а
также рифолюбов. Появляются и имеют большое значение животные
организмы (главным образом кишечнополостные), расширяется си­
стематический состав водорослей при снижении роли цианей. Пер­
вичный минеральный состав почти исключительно кальцитовый, воз­
можно с несколько повышенным относительно фоновых содержани­
ем магния.
Изменения рифообразования внутри этого этапа весьма существен­
ны. Кембрийский период был вообще переходным от протерозойского
к палеозойскому. Принципиально новым было появление животных­
рифостроителей (но только археоциат) и рифов-волноломов, но коли­
чественное значение и тех и других оставалось достаточно незначи­
тельным. Как и в протерозое ведущими формами продолжали оста­
ваться построенные цианобактериями-кальцибионтами биостромы и
Эволюция карбонатонакопления
65
биогермы, а также биостромные и биогермные массивы; сохранялся
существенно доломитовый первичный состав построек. Собственно
палеозойские черты в наиболее отчетливой форме проявляются лишь
с ордовика. Имеются также отличия нижнепалеозойских (кембрий­
силур) сооружений от верхнепалеозойских (девон-пермь). Первые
имеют обычно несколько меньшую мощность и тяготеют больше к
платформам, чем подвижным областям, вторые - в равной степени
развиты на платформах и во внеконтинентальных бассейнах, нередко
достигая в последних 1-1,5 км мощности, в связи с чем все более
специфичными становятся рифы континентального и океанического
секторов. Происходят и определенные изменения крупных таксонов
рифостроителей - строматопороидеи и табуляты раннего палеозоя
сменяются гидроидными и ругозами позднего.
В третьем, мезо-кайнозойском, этапе наиболее мощное рифоо­
бразование связано с подвижными зонами, а во второй его половине
(с конца мела) с океаническими акваториями близких современным
очертаний. Мощность и высота рифов, степень их морфологической
выраженности, а следовательно литологической, фациальной и пале­
онтологической дифференциации достигли максимума. Разнообразие
основных активных рифостроителей по сравнению с палеозойским
этапом несколько сократилось (багряные водоросли вначале и зеле­
ные с шестилучевыми кораллами во второй половине), но возникло
качественно новое сугубо рифовое сообщество - симбиоз кораллов и
зооксантелл, расширился и постепенно приобрел современные чер­
ты узко специализированный комплекс рифолюбов. Минеральный
состав большинства рифов этого этапа арагонитовый с примесью
высокомагнезиального кальцита. Лишь некоторые сооружения типа
нубекуляриевых рифов и биогермов, вероятно, первично были каль­
цитовыми. Эволюция рифов в течение этого этапа заключалась глав­
ным образом в смещении в океанические бассейны как следствие рас­
ширения и максимального развития процессов рифтогенеза в истории
Земли, увеличении в этой связи их мощностей и высоты, определен­
ной смене сообществ рифостроителей (например, соленопоровых во­
дорослей кораллиновыми).
Увеличение темпов рифообразования как следствие усиления
прогибания позволяет задуматься, не является ли смена стелющихся
цианей ветвистыми и кустистыми на рубеже венд-кембрий, равно как
и становление и развитие в триасе симбиоза водорослей и кораллов,

66
Глава 3
резко ускоривших карбонатонакопление, своеобразной реакцией на
активные прогибания и в связи с этим необходимостью более быстро
расти в верх, то есть поставить вопрос о тектонической обусловлен­
ности этого важного биологического феномена.
Таким образом, общее направление необратимой эволюции ри­
фообразования заключалось не в простом количественном росте, а
в более сложных качественных изменениях, когда при видимо отно­
сительной стабильности объемов образования органогенных соору­
жений происходило последовательное усложнение их характера от
простых биостромов к сложно построенным рифам, увеличение их
мощности, высоты и дифференцированности, последовательной сме­
не минерального состава, вовлечение все новых групп организмов в
состав рифового биоценоза и их последовательной все более узкой
специализации. При этом темп эволюции, следуя общим законам раз­
вития, в течение геологической истории все более убыстрялся.
Своеобразна также эволюция нектоно-планктоногенных форма­
ций. Прежде всего, отмечается отчетливое увеличение объемов по­
добных формаций и ясно выраженная цикличность их развития (рис.
3.7). Первое достаточно достоверное их появление и относительно
широкое распространение отмечается в силуре - раннем карбоне, а
затем, после длительного перерыва, возобновляется в триасе, дости­
гая абсолютного максимума в мелу и кайнозое. Отчетливо меняется
состав формациеобразующих организмов - осадителей карбонатного
материала.
Изменялась тектоническая позиция образования подобных фор­
маций.
Палеозойские образования этого типа образуют ныне достаточ­
но ограниченные, часто линейно вытянутые зоны, образованные на
стадии рифтинга. Верхнетриасовые и верхнеюрские формации рас­
пространены значительно более широко в новообразованных и рас­
ширяющихся океанах. Еще больше площади развития верхнемело­
вых формаций подобного типа, которые распространены не только в
пределах современных и древних океанов, но и захватывают огром­
ные пространства континентального сектора на древних и молодых
платформах. Таким образом, палеозойские нектоно-планктоногенные
формации связаны, видимо, с узкими морями или участками морей
«геосинклинального» типа, триасовые, юрские и нижнемеловые - со­
кеаническими бассейнами, в том числе новообразованными их участ-
Эволюция 1<.арбонатонакопления
67
J.§t11J18l8i.: . .. ~ ~
!t ""~1;
}! ,~,
~
;;"
~
;1;
~
"11 .1
/~ ....
t!~
i~-
~;;
~1;
1
;;.1
!
"11 v:
r?"
ti
jl
J,~
111
~ .._
t1
с
)~
~
~
[.;)
Ji
~~
~1\
!
~ r-..r-<~
....
"
о
•
fi
1\
~ ....
....
....~
!1 llOUltOr.I
....
~
! юнdnr.U.0.
с~
.... "
""'
нн
~
llv
~1111
~~
~1111
~~
1111
~~ t>
ll~to
1;~
~~, "'
)
~
lt::КU.0
\!М~·J
z~
;,,.:
~
...
"
(Jаио
lli

68
1111
JI
11]
Jj jl
1
J
iJI
J
IOI
1J
lJ
~
--
Глава 3
'°"
"'*""
-OМL'l)I
Эволюция карбонатонакопления
69
ками, верхнемеловые - с океанами и эпиконтинентальными морями и
кайнозойские - вновь с океанами.
Одновременно возрастала глубина образования подобных от­
ложений. Глубины формирования цефалоподовых известняков
Балтийского щита и комковатых известняков девона оцениваются
в первые сотни метров, гальштаттских известняков триаса - около
1000-1100 м, отложение фаций типа Аммонитико россо даже не­
сколько меньше, и наконец, глубина образования современных карбо­
натных планктоногенных осадков достигает 4-5 км.
Интересные в эволюционном плане соотношения устанав­
ливаются между рифообразованием и формированием нектоно­
планктоногенных образований (см. рис. 3.7). Несколько неожиданно
наличие некоторой синхронизации интенсификации рифообразова­
ния и формирования нектоно-планктоногенных отложений. Это де­
вон, поздний триас, поздняя юра, частично поздний мел, эоцен - чет­
вертичный период. Исключения представляют лишь ранний кембрий
и поздний карбон - пермь. Вместе с тем подобная сопряженность
может иметь единую причину. Одним из условий рифообразования
является наличие расчлененного субаквального рельефа, и именно
наличие такого рельефа и соответственно глубоководных участков
бассейна является необходимым условием формирования и нектоно­
планктоногенных отложений.
В самом обобщенном виде эволюция карбонатонакопления и его
соотношение с развитием жизни показана на рис. 3.8.

Глава 4
ЭВОЛЮЦИЯ КРЕМЕНАКОПЛЕНИЯ
Кремнистые породы составляют, по данным А.Б. Ронова [1993],
всего 2,3% объема стратисферы, однако они образуют важные доста­
точно мощные и специфические формации - яшмовые, кремнистых
сланцев, опок и др. При этом накопление кремнистых пород и их со­
став в геологической истории Земли отчетливо изменялись. Пробле­
мы эволюции этих пород в той или иной степени рассмотрены Г.А.
Каледой [1956, 1966, 1987], И.В. Хворовой [1968, 1983], В.Н. Холо­
довым [1987]. Эта эволюция ясно видна по изменению во времени
типов пород и их минералогии, что в схематическом и обобщенном
виде показано на рис. 4.1.
Прежде всего установлена смена минеральных ассоциаций -
кварцевой в докембрии, халцедон-кварцевой в палеозое и частично
мезозое на опал-кристобалитовую со второй половины мезозоя, кото­
рая стала практически единственной в кайнозое.
В настоящее время основной причиной этого считается переход
опала в древних толщах в устойчивые минералы, поскольку предпо­
лагается, что первичное осаждение кремнезема происходило в основ­
ном в форме опала.
Что касается смены одних пород другими, то тут изменения уже
не столь просты и «прямолинейны» и связаны с общей эволюцией
осадочного процесса, и прежде всего - с развитием органического
мира.
В развитии и эволюции кремнистых пород отчетливо намечается
две линии развития, связанные с двумя основными тектоническими
элементами земной коры - с континентальными блоками и океаниче­
скими впадинами.
Кремненакопление континентального блока четко подразделяется
на два этапа - докембрийский и мел-кайнозойский.
L:Jedcoн z
Эволюция кре.мненакопления
'
'1
:;а
'
::i:
1 ..Q
:~
'
:s:
'
5
1 :s:
'
"'
'
о
:;а
1 ::i:
:ь
i~'1
1
1
71

72
Глава 4
Кремнистые породы континентального блока с бактериеморфны­
ми образованиями описаны в формации Иссуа Гренландии, которая
датируется 3,83 млрд. лет. Биогенное происхождение обнаруженных
там образований иногда подвергается сомнению, но бактериальная
природа остатков в кремнистых породах с возрастом 3,5-3,3 млрд.
лет в отложениях серии Онвервахт пояса Барбертон Южной Африки
и Варравуна кратона Пилбара Австралии сомнений не вызывает.
Позднее мощное кремненакопление проявилось в форме желези­
стых кварцитов - джеспилитов, которые широко развиты на древних
платформах - на Канадском щите (США и Канада), в Африке, Брази­
лии, Австралии, Индии. В пределах России и Украины это громадные
железорудные месторождения Курской магнитной аномалии и Криво­
го Рога, месторождения Карелии - Оленегорское, Костомукша и др.
Установлено три этапа образования этих пород - середина архея (3,5-
3,0 млрд. лет), самая грандиозная эпоха в раннем протерозое (2,5-
2,0 млрд. лет) и небольшая венд-кембрийская (675-570 млн. лет), при­
чем небольшие месторождения имеются и в палеозое - Батерст в Ка­
наде (ордовик) и Тайнаф в Ирландии (карбон).
В протерозое известны кремнистые породы в виде кремнистых
строматолитов и даже пачки таких пород, причем каких либо досто­
верных сведений о их приуроченности к определенным глобально
выраженным стратиграфическим уровням пока не выявлено.
Второй этап интенсивного кремненакопления на континенталь­
ном блоке начался со второй половины мела и развит в основном в
кайнозое. Он характеризуется формированием специфической опоко­
вой формации, в состав которой кроме собственно опок входят так­
же диатомиты и трепелы. Между этими ярко выраженными эпохами
имеются уровни, обогащенные кремнистым материалом, однако без
образования собственно кремнистых пород. Это, например, доманик
Восточно-Европейской древней платформы и баженовская свита мо­
лодой Западно-Сибирской. Палеозойские толщи такого типа развиты
в краевых частях платформ и в какой-то степени являются «отголо­
ском» кремненакопления в смежных океанах. Существенную роль в
осаждении кремнезема здесь играли губки. Вообще спонголиты из­
вестны с нижнего палеозоя в бассейнах разного тектонического по­
ложения, но количественное значение их в общем балансе кремнена­
копления весьма скромное.
Эволюция кремненакопления
73
В океаническом секторе кремнистые толщи в виде яшм, фтанитов
и кремнистых сланцев появились, видимо, в верхах докембрия (яшмы
Казахстана, фтаниты Западных Саян), но широко развиты в палеозое.
Палеозой - вообще эра развития яшм, фтанитов и вообще кремни­
стых сланцев. При этом фтаниты, характерной чертой которых явля­
ется обогащенность органическим веществом, практически закончи­
ли свое развитие в девоне, а наиболее молодые яшмы известны даже
в низах палеогена (Карпаты, Новая Каледония, Греция). Радиоляриты
известны с начала кембрия, но древние радиоляриты развиты сейчас
спорадически, хотя иногда достаточно обильны, например, в юре Те­
тиса в пределах современного Средиземноморья. Возможно, спора­
дическое нахождение древних, особенно палеозойских, радиоляритов
связано с субдукцией и ликвидацией древних океанов; в современных
же океанах они представлены достаточно широко.
По-видимому, в океаническом секторе присутствуют три относи­
тельно независимые ветви развития кремнистых пород - яшмы, фта­
ниты, и радиоляриты, которые формировались в несколько разных об­
становках. Так, яшмы тесно ассоциируют с подводно-вулканическими
образованиями, то есть развиты в относительно узких, видимо трого­
образных, областях с интенсивным подводным вулканизмом спилит­
кератофирового состава. Кремнистые сланцы и фтаниты занимают
значительно большие площади, не имеют столь отчетливой связи с
вулканизмом и, видимо, более разнообразны по глубине образования.
В современных и кайнозойских океанах широко развиты кремнистые
осадки вне всякой связи с вулканизмом; при этом в целом значение
радиолярий в общем балансе осаждения кремнезема снизилось и бо­
лее важную роль стали играть диатомовые.
Несколько отвлекаясь от основной темы, следует коснуться от­
мечаемого всеми исследователями принципиально различного харак­
тера опоковой формации континентов и синхронных ей кремнистых
осадков океанов. Одним из важнейших объективно установленных
отличий, кроме глубин образования, является разное количество соб­
ственно кремневого, опалового материала - очень высокое, до 90-95
и более процентов в опоках, и резко пониженное до 30, редко 50% в
океанических осадках. Не исключено, что различие это определяется
именно разной глубиной образования.
Максимальная продукция и поставка кремнистого материала свя­
зана с областями развития диатомей и радиолярий, что, в свою оче-

74
Глава 4
редь, обусловлено определенными физико-географическими условия­
ми, подробно рассмотренными, например, М.А. Левитаном [Геология
океана, 1980]. При этом глубины их распространения, как правило,
ниже критической глубины карбонатонакопления, что исключает раз­
бавление кремнистого осадка карбонатным материалом. Поскольку
опал раковинок в той или иной степени также растворяется по мере
транспортировки из фотической зоны, где обитает фитопланктон, до
областей развития кремнистых осадков с глубинами 4-5 км доходит
лишь часть раковинок планктонных организмов, в то время как гли­
нистый материал сохраняется и разубоживает кремнистый осадок. В
мелководных же бассейнах континентального блока такого растворе­
ния практически не происходит, или оно еще развито очень слабо,
и при высокой биологической продуктивности преобладает именно
кремнистый материал, что и обеспечивает высокое его итоговое со­
держание в осадках.
Если сопоставить описанное фактическое распространение в
стратиграфической колонке кремнистых пород разного типа с разви­
тием биоты, а в определенной степени и с изменениями определяемой
ею геохимической обстановкой, то устанавливается ряд интересных,
можно сказать - знаковых, совпадений.
Характер соотношения окремнения и бактериальных форм в от­
меченных выше образованиях в отложениях серии Онвервахт пояса
Барбертон Южной Африки и Варравуна кратона Пилбара Австралии
подробно изучены Ф. Весталл и М. Велш [Walsh, 1992; Westall, 1995,
2004]. Здесь описаны окремненные бактерии и биопленки, причем в
ряде случаев сохраняется и органическое вещество в форме керогена.
Эксперименты и современные натурные исследования показали,
что влияние организмов на осаждение кремнезема двояко. С одной
стороны, это воздействие прямое, выражающееся в фиксации крем­
незема непосредственно организмами. Об этом свидетельствует факт
разного характера окремнения грамположительных и грамотрица­
тельных бактерий. Вокруг первых образуется толстая крепкая корка
кремнезема, в то время как грамотрицательные бактерии замещаются
только тонкой и слабой корочкой. Дело в том, что клетки грамположи­
тельных бактерий имеют толстую оболочку, содержащую много пеп­
тидогликана, а потому и много свободных функциональных групп,
которые и определяют активную фиксацию кремнезема. В грамотри­
цательных бактериях имеется тонкий слой пептидогликана, зажатый
Эволюция кремненакопленuя
75
между двумя другими слоями, и таким образом существенно мень­
ше свободных функциональных групп, ответственных за фиксацию
кремнезема. С другой стороны, органическая структура действует как
шаблон, матрица для образования ядер минералов в растворе, благо­
даря чему она фоссилизируется и фиксируется определенным стро­
ением породы. Как показали И.Н. Крылов, К.Н. Тихомирова и В.К.
Орлеанский, остатки микроорганизмов замещаются кремнеземом
«как в их прижизненном виде, так и на разных стадиях посмертных
деградационных изменений» [Крылов и др., 1988, стр. 7]. При этом
посмертное замещение опалом происходит очень быстро и очень ак­
куратно, с сохранением всех особенностей морфологии и внутренней
структуры организмов.
В вопросах происхождения более молодых, но докембрийских
кремнистых пород - джеспилитов, очень много спорного и неясного.
При рассмотрении условий образования этих пород, как правило, об­
суждаются обстановки и механизмы поставки и осаждения железа, но
само происхождение кремнистого материала невозможно решать без
происхождения минералов железа. Важен, однако, сам факт мощного
развития таких специфических пород в относительно узких времен­
ных интервалах практически только в докембрии и особенно нижнем
протерозое.
В настоящее время большинство исследователей склоняются к
мнению о подводно-вулканическом поступлении кремнезема и желе­
за и их осаждении, в том числе за счет микробиальной деятельности.
Наиболее вероятно это предположение для месторождений типа
Алгома, ассоциирующихся с вулканитами. Для значительно более
распространенных джеспилитов, известных как месторождения типа
Сьюпериор (озера Верхнего), подобная связь далеко не очевидна.
В последнем случае не исключено поступление основных компо­
нентов - кремнезема и железа
-
и с суши. Дело в том, что формиро­
вание кремнистых пород этого типа происходило во времена, когда
еще на Земле преобладали или даже господствовали кислые и в целом
восстановительные условия. Последние могли обеспечить протека­
ние химического выветривания «по кислотному типу», но без участия
организмов, поскольку такой тип выветривания, при ведущей роли
организмов и генерированного ими органического вещества, возник
позже. В этом случае в кислой среде и восстановительной обстановке
возможна миграция железа в растворенном виде.

76
Глава 4
Более определенные суждения можно высказать по геохимиче­
ским обстановкам осаждения материала.
Формирование джеспилитов обычно и уже традиционно связыва­
ется с появлением кислородной атмосферы и соответственно окис­
лительной обстановки, то есть опять-таки воздействием, хотя и кос­
венным, жизни. Не отрицая важности и значения наличия свободного
кислорода, тем не менее к подобному относительно прямолинейному
объяснению появляется ряд вопросов. Не очень ясно, например, по­
чему имеется несколько периодов образования подобных пород, при­
чем первое их появление происходит тогда, когда кислорода было еще
совсем немного и он был практически только в растворенном в воде
виде, а наиболее молодые джеспилиты, правда, с очень незначитель­
ными запасами, датируются вендом-кембрием, когда уже существо­
вала достаточно мощная кислородная атмосфера.
Имелись, видимо, и какие-то иные факторы, влияющие и опреде­
ляющие формирование подобных отложений.
По-видимому, железистые кварциты - образования эпох относи­
тельно ограниченного развития жизни, а точнее, видимо, определен­
ных ее форм, что определило преобладание «первичных» «добио­
генных» условий на земной поверхности, а именно слабокислых или
нейтральных сред и слабоокислительных условий. Резкий, «взрыв­
ной», скачок развития цианей, и прежде всего строматолитообразую­
щих, обусловил смену геохимической обстановки, которая оказалась
«запретной» для образования подобных пород в последующей геоло­
гической истории Земли.
В связи с образованием кремнистых пород в виде железистых
кварцитов интересно сделать экскурс к специфическим породам,
известным под названием вторичные кварциты. Последние обычно
считаются продуктом метасоматического изменения вулканических
пород. Принципиально важно отметить, что, по данным А.Б. Ронова
[1993, рис. 39, с. 83], они развиты только лишь в архее. Правоме­
рен вопрос - не являются ли эти породы продуктом метаморфизма
древнейших кор выветривания «добиогенного» кислотного типа. До­
полнительным аргументом является ассоциация с ними минералов,
обогащенных алюминием, которые могут быть метаморфическими
производными первичных алюминийсодержащих продуктов («бокси­
тов», «латеритов») этого кислого выветривания.
Эволюция кремненакопления
77
Следующий интересный рубеж - граница раннего и позднего па­
леозоя - исчезновение обогащенных органическим веществом крем­
нистых сланцев - фтанитов и лидитов, коррелируется с выходом ор­
ганизмов, и прежде всего растительности, на сушу.
Является ли это временное совпадение случайным или имеет
какую-то общую причину, сказать крайне сложно. В качестве сугубо
предварительного и лишь одного из возможных объяснений можно
привести следующее.
В свое время В.И. Вернадский высказал мысль об относительном
постоянстве массы живого вещества, величина которой лишь незна­
чительно колебалась в геологической истории [Вернадский, 1927,
с. 194, 1934, с. 183, 1983, с. 220]. Идея эта постепенно приобретает
все больше сторонников, позднее А.А. Ярошевский уточнил это поло­
жение, говоря о постоянстве первичной продукции, а не одномомент­
ной массе живого вещества [Ярошевский, 2003]. Величина биомассы
в целом лимитируется количеством биогенных элементов, которые
могут быть одномоментно вовлечены в жизненный процесс. Если это
так, то «перераспределение» необходимых для жизни элементов за
счет их усвоения наземной растительностью сократило продуктив­
ность морских экосистем, а следовательно и накопление органическо­
го вещества в кремнистых осадках. Возможны и другие объяснения
-
например, возрастание (увеличение) оксигенезации океанических
вод, увеличение вертикальной циркуляции и водообмена, что ведет к
поставке кислорода в придонные слои и соответственно окислению
органического вещества в осадке и т.д. Имеются, правда, и относи­
тельно глубоководные, но не океанические отложения, обогащенные
органическим веществом.
Наконец, интересно и еще одно временное совпадение развития
биоса и формирования кремнистых пород.
В меловой период, точнее его вторую половину, и в кайнозое на
суше сформировались мощные тропические леса с их огромной про­
дуктивностью, что обусловило проявление интенсивного химическо­
го, точнее уже биохимического, выветривания по кислому типу под
воздействием жизни (в отличие от такового «добиогенного» в архее),
формирование классических элювиальных бокситов и, соответствен­
но, появление массы растворенного кремнезема. Последний, как от­
мечал А.Л. Яншин [1988], поступая в Мировой океан, «спровоци-

78
Глава 4
роваю> развитие организмов с кремневой функцией, и прежде всего
диатомей. Последние оккупировали обширные пространства, в том
числе эпиконтинентальных морей, что привело к массовому разви­
тию платформенных диатомитов, трепелов и опок.
Обобщая материалы по эволюции кремненакопления, можно от­
метить несколько моментов.
Во-первых, в геологической истории отмечается снижение роли
вулканизма - прежде всего как поставщика материала и, возможно,
как процесса, обеспечивающего его ограниченное по масштабу хемо­
генное осаждение.
Во-вторых, в фанерозое в связи с появлением скелетной фауны
-
радиолярий, произошло изменение способов извлечения организ­
мами кремнезема из растворов. Химическая фиксация кремнезема
активными свободными функциональными группами, по-видимому,
как прижизненная, так и посмертная в докембрии сменилась прижиз­
ненным построением скелетов. «Матричная» форма выделения крем­
незема сменилась образованием индивидуальных скелетов (раковин).
В-третьих, эволюцию основных кремнийосаждающих организ­
мов. В течение фанерозойской истории это были радиолярии (рис.
4.2, 4,3), но с мела их доля сократилась, и ведущее значение приоб­
рели диатомеи (рис. 4.4), что, возможно, и привело к некоторому сме­
щению кремненакопления на платформы. Кремневые губки в течение
фанерозоя были факультативной кремнийосаждающей группой, при­
чем их значение иногда относительно возрастало (рис. 4.5, 4.6).
В-четвертых, общее развитие жизни вело к изменению геохи­
мических обстановок внешних геосфер, и прежде всего атмо- и ги­
дросферы, что обусловило смену механизмов, а во многом и областей
осаждения кремнезема, смену типов кремнистых пород. До появле­
ния скелетных организмов подобное влияние было, видимо, ведущим
и докембрийское кремненакопление определялось именно обстанов­
ками того времени и было хемо- и биохемогенным. В фанерозое гео­
химическая обстановка в общих чертах стабилизировалась и стала
практически актуалистической; осаждение кремнезема определялось
организмами непосредственно путем создания скелетов.
Наконец, в-пятых, общее развитие органического мира обуслови­
ло определенные рубежи развития тех или иных типов кремнистых
пород. Можно наметить по крайней мере три подобных границы: на-
Эволюция кремненакопления
79
а
б
Рис. 4.2. Общий вид кремнистого сланца с редкими радиоляриями. Переслаивание
кремнистых и глинисто-кремнистых микрослойков. Силур, юго-восточная Германия,
Бланкенштейн (севернее г. Фрейберг)
а - без анализатора; б
-
с анализатором

80
Глава 4
Рис. 4.3. Остатки радиоля ри й в глинисто-крем нистой массе
Распределение скелетных остатков формирует слоистую текстуру. Без
анализатора. Кремнистые сланцы Урал а, П а й Хой . В ерхний де вон - нижний карбон .
Материал В . А. Салдина
А.
,!'
"
>
.#
,,.
~•
"'
•.
#1 ..
\
"·.
.
"
:.· '.·
t;.) :
....
,• ~:
~
._:уf
,.1
Рис. 4.4 . Диатомит. Ди атомовые водоросл и в бесструктурной опаловой масс е
Скелеты диатомей имеют вид «лесенок». Бе з анализатора . Армения . Н еоген
Эволюция кремненакопления
81
Рис. 4.5. Спонголит
С пикулы губок имеют вид трубочек с заостренными концами. Заметны
осев ые кан алы . Цемент и рующая опаловая масса им еет нодулярн у ю структуру. Без
анализатора
Р•1с. 4.6 . С понгол ит гл инисто-из вестковый
Однолучевые спикул ы за С'1ет кал ьцитиза ции практически полностью утратили
осево й канал . Бе з анализатора . Ореf1бур гская область. Турне

82
Глава4
чало фанерозоя - смену чисто микробиального кремненакопления,
или, точнее, воздействия микробиальной деятельности на кремне­
накопление биогенным, прекращение образования обогащенных ор­
ганическим веществом кремнистых сланцев, синхронизированное с
началом колонизации организмами суши, и взрывной характер гло­
бального кремненакопления, связанного с появлением и развитием
диатомовых водорослей, которое коррелируется со временем появле­
ния покрытосеменных растений, образующих формацию тропическо­
го леса.
Глава 5
ЭВОЛЮЦИЯ СОЛЕНАКОПЛЕНИЯ
Соляные породы, или эвапориты, входят в пятерку самых распро­
страненных осадочных пород и составляют 1,2% осадочной оболочки
Земли [Ронов, 1993]. Несмотря на достаточно обширный список со­
левых минералов и частично пород этой группы, широким распро­
странением пользуются лишь несколько пород. Это сульфатные по­
роды - гипсы и ангидриты, галоиды
-
каменная соль, и в значительно
меньшей степени - сильвинит. Породы, сложенные другими минера­
лами, - галоидами и сульфатами, такими как карналлит, полигалит,
мирабилит, бишофит и др. -крайне редки.
Поскольку соляные породы имеют важное экономическое значе­
ние, их изучению и описанию посвящена обширная литература. Что
касается эволюции осадконакопления в геологической истории, то
она подробно исследована М.А. Жарковым [ 1978, 1981, 1984, 2005] и
частично сотрудниками его лаборатории в бывшем ИГиГ Сибирского
отделения [Благовидов, 1978; Мерзляков, 1979]. Именно их материа­
лы во многом составили фактологическую основу настоящей главы.
Минералогические проявления эвапоритов известны в образова­
ниях нижнего докембрия, и сведения о докембрийских солевых поро­
дах, а чаще их следов обобщили М.А. Жарков [2005], Г.А. Мерзляков
[1986], В.Т. Работнов [1973].
Архейские и нижнепротерозойские эвапориты представлены
практически только глиптоморфозами и псевдоморфозами по гипсу и
галиту, правда, изредка в глубоко метаморфизованных породах архея
встречаются и гнезда ангидрита.
В ряде случаев отмечен несколько необычный «парагенез» - ас­
социация карбонатных пород и галита (опять-таки чаще в виде глип­
томорфоз и псевдоморфоз) при отсутствии обычных для фанерозоя
сульфатов кальция.

84
Глава 5
Что касается верхнего протерозоя, то уже в рифее в разрезах це­
лого ряда бассейнов имеются пласты и пачки сульфатных пород, а в
венде - и каменной соли. Первые отложения сульфатов отмечены в
среднем рифее в Австралии (формация Биттер-Спрингс) и Северной
Америке (Гренвильская серия). Верхнерифейские и вендские суль­
фатные формации уже развиты достаточно широко и известны в Вос­
точной Сибири, Иране, Омане, Пакистане, Гренландии, ряде районов
Северной Америки. По крайней мере, с венда началось осаждение и
каменных солей, и с этого времени соленакопление продолжается в
течение всего фанерозоя, однако крайне неравномерно.
Даже разрозненные сведения о нахождении эвапоритовых выде­
лений докембрия показывают, что эти проявления концентрируются
в определенные временные интервалы 3,5-3,2 и 2,7-2,5 млрд. лет в
архее и 2,2-2,17 и 1,9-1,68 млрд. летв нижнем протерозое [Жарков,
2005].
Подобная тенденция неравномерного временного развития соля­
ных пород четко прослеживается и в фанерозое (рис. 5.1). Эпохами
грандиозного соленакопления были ранний кембрий, вторая полови­
на ранней - поздняя пермь, поздний триас, поздняя юра - ранний мел,
в меньшей степени средний-поздний девон и миоцен.
Отмечены также длительные временные интервалы, когда солена­
копление было резко ограничено - поздний кембрий
-
ранний девон,
ранний карбон, средний триас, палеоцен.
Редкая встречаемость солевых пород в архее и значительной ча­
сти протерозоя может определяться рядом причин. Первое, наиболее
простоеи сразу же напрашивающееся объяснение - исчезновение их
при метаморфизме. Вместе с тем, формы нахождения этих выделений
скорее указывают на то, что солеобразование, если оно и было, то
ограничивалось лишь минеральным уровнем, не образуя пород с ти­
пичной для них формой нахождения в виде пластов и пачек. Условия
же для образования подобных минералов, и прежде всего повыше­
ние солености бассейнов, периодически возникали. Сложнее обстоит
дело с вопросом о солевом составе вод этих бассейнов.
Рис. 5.1 . Распределение количества солей в геологической колонке и их
соотношение с климатом и колебаниями уровня Мирового океана в фанерозое
1 - покровное оледенение; 2
-
северное оледенение; 3 южное оледенение;
4 - холодный период (icehouse); 5 - теплый период, время парникового эффекта
(greenhouse)
1
IZ861 "J~lf.IS!:ll
r-
euuлu 1
Эволюция соленакопления
!"""'""-
85
._, -

86
Глава 5
Судя по изотопному составу серы ангидритов федоровской сви­
ты иенгрской серии нижнего архея (возраст 3,5-3,2 млрд. лет) Ал­
данского щита, В.И. Виноградов полагает, что это мог быть« .. .пер­
вый сульфат, накапливавшийся в поверхностных (морских) водах на
Земле, в значительных количествах, т.е. время его накопления соот­
ветствует вспышке жизненной активности на планете и становлению
кислородной атмосферы>> [Виноградов, 1977, с. 108]. В то же вре­
мя отмечается, что « .. .первичная природа ангидрита здесь пока не­
ясна» [Мерзляков, 1986, с. 150]. Более того, имеются достаточно
достоверные показатели того, что в образованиях того же возраста
на Селигдарском месторождении апатита ангидритизация вторична
по отношению к рудоносным породам этого месторождения [Булах,
Золотарев. 1983; Мерзляков, 1986].
Если признать вторичный характер ангидритов нижнего архея, то
сульфат-ионов в бассейнах, скорее всего, еще не было.
Основываясь на указанной выше необычной ассоциации карбона­
тов и галита при отсутствии сульфатов кальция, высказывается еще
одно достаточно сложное предположение, объясняющее их отсут­
ствие - повсеместное глобальное развитие в водоемах того времени
сульфатредуцирующих бактерий, деятельность которых и привела к
разрушению первично осажденных сульфатов [Жарков, 2005].
Значительно более определенные показатели эволюции соленако­
пления устанавливаются с середины рифея. Прежде всего, это смена
во времени состава соляных пород, точнее, появление все новых ти­
пов пород, или, вболее общей форме - соленосных формаций.
Ангидриты, появившиеся в реальных количествах уже как само­
стоятельные толщи в среднем-верхнем рифее, продолжали формиро­
ваться в течение всей последующей истории, правда, с отчетливо вы­
раженной цикличностью. С венда также стали формироваться толщи
каменной соли, то есть соленосные формации хлоридного типа.
В перми и неогене к ним добавляются хлоридно-сульфатные фор­
мации с сульфатами калия и магния, а в неогене еще и карбонатами
натрия (рис. 5.2).
Таким образом, в фанерозое намечается два крупных цикла со­
ленакопления - палеозойский и мезозойско-кайнозойский [Жарков,
1984]. Каждый из них начинается длительным этапом накопления
морских гипсов и главным образом хлоридов. Завершаются циклы от­
носительно кратковременными пермским и неогеновым этапами об-
Эволюция соленакопленuя
87
ПЕРИОД
А
Б
в
НЕОГЕН
МЕЛ
ЮРА
ТРИАС
ПЕРМЬ
КАРБОН
ДЕВОН
СИЛУР
ОРДОВИК
КЕМБРИЙ
Рис. 5.2. Схема изменения состава соленосных формаций во времени. По М.А.
Жаркову [1984], с изменениями
Классы формаций: А - хлоридный; Б
-
хлоридно-сульфатный; В - хлоридно­
карбонатный (содовый)
разования также калийно-сульфатных формаций и континентальных
озерных комплексов, причем в перми это относительно простые по
минеральному составу галит-глауберитовые отложения, а в неогене
минеральный состав их весьма разнообразен.
Наряду с направленным и одновременно цикличным расширени­
ем спектра минерального состава соленосных формаций намечается
по крайней мере еще три показателя эволюции соленакопления.
Первой особенностью является то, что палеозойское соленакопле­
ние было сосредоточено в небольшом числе грандиозных солеродных
бассейнов, связанных преимущественно с эпиконтинентальными мо­
рями. К ним относятся Восточно-Сибирский и Ирана-Пакистанский
в кембрии, Западно-Канадский, Северо-Сибирский, Днепровско-

88
Глава 5
Донецко-Припятский в девоне, Восточно-Европейский, включая
Прикаспийскую впадину, Германо-Североморский (Цехштейновый)
и Мидконтинента США в перми и некоторые другие более мелкие.
В мезозое солеродных бассейнов стало больше, но масштабы со­
ленакопления в каждом из них меньше, чем в палеозойских, а сами
бассейны более разнообразны по тектоническому положению. В кай­
нозое количество бассейнов увеличилось при одновременном сокра­
щении их размеров. Появились и играли существенную роль конти­
нентальные - озерные соленосные толщи.
В какой-то степени эта тенденция аналогична эволюции карбона­
тонакопления. В палеозое существовали огромные эпиконтиненталь­
ные бассейны с карбонатной и солевой седиментацией. В мезозое и
особенно кайнозое не осталось таких обширных шельфов в благопри­
ятной для карбонато- и особенно соленакопления климатической зоне
и формирование этих осадков сместилось в иные палеогеографиче­
ские обстановки.
Вторая особенность проявляется в изменении соотношения во
времени разных типов бассейнов и, соответственно, разных по строе­
нию соленосных толщ. Показано, что в геологической истории суще­
ствовало по крайней мере два типа бассейнов и, соответственно, два
типа образующихся соленосных отложений [Кузнецов, 1972; Яншин,
1961, 1964] (рис. 5.3, табл. 5.1).
Один тип бассейнов - это глубокие котловинные моря, также
имеющие затрудненный водообмен с Мировым океаном. Активное
испарение в условиях аридного климата ведет к повышению концен­
трации солей и увеличению плотности воды. Последние как более
тяжелые опускаются вниз, что вызывает плотностное расслоение во­
дной толщи, появляется слой воды, характеризующийся резким из­
менением плотности с глубиной (пикноклин).
Плотностное расслоение, наличие пикноклина ведет к тому, что
вертикальное перемещение воды прекращается, в придонной зоне
создаются застойные условия, сюда не поступает кислород, исчезает
донная фауна. Все это обусловливает накопление осадков, обогащен­
ных органическим веществом, поскольку попадающие сюда остатки
живущих в водной толще организмов (главным образом планктона)
не окисляются и не потребляются бентосом. В начальные этапы раз­
вития такого бассейна здесь формируются темные, обогащенныf
органическим веществом глинистые и глинисто-карбонатные тон·
Эволюция соленакопления
а
Бассейны
б
-d::..:;:=;,=..:;=-7c-=c~~~::;: у.м.
~,,с
!!~
~
Мел.ководнwй
'i:o.
1,03
11- 6 -11-с/.
Глу6оно1однь1U
. -\.----
.·
"'
Мелкснsоdннй • llly6oкoй tmaduнe .
Ти11ь1 соленосных толщ
Гетероzеннwе полицикличесtШе
Гомоlеннwе моноциклические
Ei531 ~1 IJHlз lлллl4 ~5
c:=J6 81Gв1<•.:Ф Ш10
у.м.
у.м.
89
Рис. 5.3 . Схемы основных типов бассейнов солецакопления на подготовительной
(а) и основной (б) стадиях осаждения солей и основных образующихся в них типах
соленосных толщ
1 - известняки; 2
-
доломиты; 3 - битуминозно-глинистые доломиты и
ангидриты; 4 - ангидриты; 5 - каменная соль; 6 - калийные соли; 7 - поверхность
водного зеркала; 8 - отклонение поверхности воды от формы геоида; 9 - направление
течений и плотность рассолов, г/см3 ; 10- осаждение

90
Глава 5
Эволюция соленакопления
91
кослоистые осадки, которые по мере осолонения водоема сменяются
также темноцветными тонкослоистыми битуминозными карбонатно­
ангидритовыми и ангидритовыми отложениями. Наконец, при даль­
нейшем прогрессирующем осолонении начинается садка галита и ка­
менная соль заполняет глубоководную котловину. В итоге образуется
мощная достаточно однородная соленосная толща, залегающая на глу­
боководных отложениях. В кровле таких толщ нередко формируются
и крайне растворимые калийные соли и даже бораты. Типичным и
ярким примером таких гомогенных «моноциклическх» толщ являют­
ся кунгурские отложения Прикаспийской впадины и Предуральского
краевого прогиба.
Отдельные периоды распреснения из-за инертности огромной во­
дной массы обычно не очень значительны, кардинально не меняют
обстановку и фиксируются появлением сульфатов - ангидритов и
гипсов, среди галогенных пород.
Таким образом, подготовка глубоководной ванны в результате
тектонического прогибания, которая потом заполняется солью, про­
исходит до самого процесса соленакопления, а мощные однородные
соленосные толщи являются толщами заполнения предшествующего
рельефа и в значительной степени отражают его глубину, а не являет­
ся мерилом тектонического прогибания.
Второй тип бассейнов - плоские мелководные полуизолирован­
ные водоемы, где формируются солевые отложения. Даже небольшие
колебания уровня моря за счет тектонических движений или эвстати­
ки ведут к периодическому открытию этих водоемов, возобновлению
связей его с Мировым океаном, прекращению соленакопления и фор­
мированию несолевых отложений. В итоге соленосная толща являет­
ся гетерогенной, полициклической, представляет собой многократное
переслаивание солевых и несолевых пород. Последние представлены
карбонатными или глинистыми породами; в самих солях нередко при­
меси терригенного, прежде всего глинистого материала, что ведет к
образованию галопелитов. Общая мощность формации может быть
весьма значительна, а мощность отдельных солевых пачек обычно
не более нескольких десятков метров, реже 100-150 м. Такой гете­
рогенной соленосной формацией являются, например, кембрийские
отложения Сибирской платформы. Спецификой подобных формаций
является то, что их формирование происходит практически при одно-

92
Глава 5
временном тектоническом прогибании и суммарные мощности сла­
гающих эти формации солевых и несолевых пород являются доста­
точно точным мерилом амплитуды подобного прогибания.
Палеозойские солеродные бассейны были не только крупны­
ми по площади, но часто и глубоководными, а образующиеся в
них соленосные толщи - моноциклическими, относительно одно­
родными, гомогенными. Таковы верхняя данково-лебедянская со­
леносная толща Припятской впадины, соленосные толщи девона
Днепровско-Донецкой впадины, кунгура Прикаспийской впадины и
Предуральского краевого прогиба, верхнепермские соли цехштейна
Европы и Пермского бассейна США и др. В палеозое были и мелко­
водные солеродные бассейны с полициклическими соленосными тол­
щами (кембрий Сибирской платформы, силур бассейнов Иллинойс и
Мичиган, девон Западной Канады, нижняя ливенская соль Припятской
впадины и пермь Днепровско-Донецкой впадины), но наличие глу­
боководных бассейнов соленакопления в палеозое - одна из важных
специфических черт этого времени.
В мезозое еще встречаются гомогенные моноциклические соле­
носные толщи (верхнеюрская соленосная толща Амударьинской и
Мургабской впадин Средней Азии, по крайней мере ее нижняя часть),
но абсолютно преобладают полициклические соленосные толщи и,
соответственно, мелководные в целом солеродные бассейны. В кай­
нозое подобный тип соленосных формаций становится практически
единственным. Таковы, например, соленосные толщи Паратетиса -
Закавказья, Ирана, Средиземноморья.
Третьей спецификой является глобальная климатическая ситуа­
ция мезозойского соленакопления по отношению к палеозойскому и
частично кайнозойскому. Кембрийское, пермское, в меньшей степени
девонское соленакопление в палеозое и миоценовое в кайнозое четко
ассоциируются с периодами глобальных похолоданий и оледенений
(см. рис. 5.1). Возникающее противоречие между аридным климатом,
благоприятным или даже необходимым для соленакопления и похоло­
данием - противоречие мнимое. В первом случае речь идет о клима­
те конкретного региона, во втором - о глобальной температуре всего
земного шара. А именно глобальные похолодания и даже оледенения
ведут к увеличению контрастности климата, более резко проявляется
климатическая зональность и, в частности, четко обособляются арид­
ные зоны, где и происходит соленакопление. Далее, при глобальных
Эволюция соленакопления
93
похолоданиях и оледенениях уменьшается общая влажность атмосфе­
ры. Наконец, связывание жидкой воды в ледники во время покровных
континентальных оледенений ведет к понижению уровня Мирового
океана, что, в свою очередь, способствует появлению подводных ба­
рьеров и изоляции водоемов, что и необходимо для соленакопления.
Даже во время последнего вюрмского, далеко не самого мощ­
ного, оледенения уровень Мирового океана был на 140-160 м ниже
современного, а во время предпоследнего рисского - на 200-300 м
[Кузнецов, 1997]. Об общем падении уровня моря в периоды похоло­
даний свидетельствует и соответствие кривых изменений климата и
уровня моря (см. рис. 5.1).
В этом отношении позднетриасовое и позднеюрско-раннемеловое
соленакопление, происходившее в эпоху глобального потепления, яв­
ляется несколько аномальным и обусловлено, видимо, иными причи­
нами.
Интересно отметить совпадение относительно холодных эпох как
карбоната- так и соленакопления в палеозое. Возможны два предпо­
ложения, объясняющие подобное совпадение. Либо общая глобаль­
ная температура в палеозое была ниже мезозойской, либо континен­
тальные блоки, где и шло формирование тех и других отложений, хотя
бы частично, находились в относительно высоких, точнее умеренных
широтах с их более прохладным климатом. Последнее вроде бы не
очень соответствует имеющимся палеогеографическим реконструк­
циям.
Поскольку осаждение солей обусловлено чисто химическими
процессами, реализующимися при достижении предела растворимо­
сти в результате повышения солености, прямого воздействия на их
формирование биота не оказывает. Ее роль сугубо опосредованна -
появление в результате фотосинтеза кислорода определило появление
сульфатов, а сложное воздействие, в том числе через характер выве­
тривания - изменение солевого состава вод, которое и привело к сад­
ке солей разного состава.В ряде случаев развитие галофильных ми­
кробиальных сообществ определяет появление строматолитоподоб­
ных текстур в гипсах и ангидритах. Такие случаи описаны в кембрии
Восточной Сибири, девоне Днепровско-Донецкой впадины, перми
Волго-Уральской и юре Амударьинской областей, неогене Индоло­
Кубанского прогиба, миоцене Польши и Украины и др. районах.

Глава 6
ЭВОЛЮЦИЯ НАКОПЛЕНИЯ НЕКОТОРЫХ
ВИДОВ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Название настоящей главы несколько условно - многие из рассмо­
тренных выше осадочных горных пород - соли, магнезиты, доломиты
-
одновременно являются и важными полезными ископаемыми. Здесь
обсуждаются породы и руды, количественное содержание которых в
стратисфере неизмеримо меньше и они, если можно так выразиться,
не являются формациеобразующими - бокситы и фосфориты, и очень
конспективно - рудные металлические ископаемые.
Вопросы эволюции осадочного рудообразования рассматрива­
лись на Всесоюзном литологическом совещании, эти материалы опу­
бликованы в специальном сборнике [Эволюция осадочного ... , 1984],
который содержит многочисленные фактические данные и ряд инте­
ресных обобщений и выводов, В частности, для некоторых полезных
ископаемых установлена определенная этапность рудообразования, в
ряде случаев выявлены черты различия руд разных этапов. Материалы
сборника частично использованы в настоящей главе
6.1 . Эволюция бокситообразования
Бокситы как основная руда для получения алюминия являются
важным полезным ископаемым, и результаты их изучения достаточ­
но широко представлены в литературе. Вместе с тем, вопросы эво­
люции бокситообразования стали обсуждаться практически только в
последней четверти двадцатого столетия. Важные сведения по этому
вопросу приводятся в работах Д. Бардошши [1981], В.А. Броневого,
А.В. Зильберминца и В.А. Тенякова [1985], В.А. Броневого и В.А. Те­
някова [1987], Б.М. Михайлова [1975] и др. Материалы этих исследо­
вателей и послужили фактологической основой настоящего раздела.
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых
95
Работами указанных исследователей установлен ряд важных
и различных по сути показателей эволюции бокситообразования -
стратиграфических, минералого-петрографических, геохимических,
палеогеографических и др.
Прежде всего, однозначно показано отчетливое возрастание ко­
личества бокситов со временем с наличием определенных относи­
тельных максимумов. Наиболее древние бокситы с ограниченными
запасами установлены в верхнем протерозое - нижнем кембрии;
затем месторождения известны в девоне, нижнем карбоне (основ­
ное количество бокситов палеозоя), верхнем триасе - нижней юре,
верхнем мелу, палеогене и неоген-квартере. В.А Броневой и В.А. Те­
няков [ 1987]указывают, что большинство месторождений бокситов и
90-95% промышленных запасов этих руд связано с самой молодой
эпохой бокситообразования, в то время как на долю всех остальных
приходится лишь 5-10% запасов. Б.А. Богатырев [2011] приводит
несколько иные цифры - более 80% ресурсов, разведанных и подго­
товленных к эксплуатации месторождений связаны с кайнозойской
эпохой бокситообразования. Различия в абсолютных значениях не
опровергает принципиальной картины - крайне резкое увеличение
бокситообразования в позднем мелу - кайнозое.
Достаточно давно было установлено, что в древних бокситах доми­
нируют маловодные минералы алюминия, в более молодых - водные.
Другими словами, происходит отчетливая смена диаспор-бёмитовых
бокситов бёмит-гиббситовыми, а затем почти исключительно гиб­
бситовыми. При этом, как выяснено на примере палеозойских ме­
сторождений Восточно-Европейской платформы, Урала и Тимана, в
девонских образованиях гиббсит и гетит практически отсутствуют,
но они появляются, хотя и в малых количествах, в каменноугольных
бокситах.
Параллельно меняется минеральный состав сопутствующих же­
лезосодержащих минералов, также с тенденцией снижения с воз­
растом содержания воды. В кайнозойских и частично мезозойских
бокситах достаточно широко развит гетит, в верхнепалеозойских он
является лишь примесью, а в месторождениях докаменноугольного
времени вообще не установлен. Докаменноугольные бокситы содер­
жат гематит, количество которого в более молодых образованиях по­
следовательно сокращается.

96
Глава 6
Средние по эратемам содержания основных породообразующих
минералов бокситов, по данным В.А. Броневого, А.В. Зильберминца
и В.А. Тенякова [1985], приведены в табл. 6.1. Даже учитывая неиз­
бежные неточности, малую достоверность значений десятых долей
процентов, в том числе за счет различных погрешностей самих анали­
зов, неодинакового их числа, не всегда должной представительности,
расчетов средних и т.д., сами тенденции изменения составов более
чем отчетливы.
Таблица 6.1
Среднее содержание основных минералов бокситов по отдельным
эратемамфанерозоя, % [Броневой и др., 1985)
Возраст
Диаспор
Бёмит
Гиббсит Каолинит Гематит Гётиt
бокситов
кz
ел.
10,3
57,3
9,3
7,2
9,3
MZ
3,3
29,6
21,7
22,2
13,8
4,2
PZ
6,5
28,9
15,3
24,3
16,5
ел.
Сокращается в целом количество глинистых минералов. Так, со­
держание каолинита в кайнозойских бокситах составляет около 10%,
в то время как в мезозойских и палеозойских оно составляет не менее
20-25%. Еще более резко, вплоть до полного исчезновения, снижа­
ется количество железистого хлорита - шамозита. В палеозойских
бокситах он широко развит, в то время как в мезозойских и особенно
кайнозойских шамозит, если присутствует, то только в небольших ко­
личествах, как продукт вторичных процессов.
Параллельно с изменением состава породообразующих минера­
лов и набора слагающих их элементов меняются, преимущественно в
сторону снижения концентраций, содержания сопутствующих малых
элементов. Так, из 46 исследованных элементов и суммы редкоземель­
ных, то есть 47 позиций, лишь шесть элементов (12,8%) показывают
то или иное возрастание концентраций от палеозоя к мезозою и далее
кайнозою. Содержания абсолютного большинства элементов (87,2%)
в этом направлении снижается, иногда очень значительно, причем
наиболее резко в бокситах кайнозоя. Например, содержание кальция
в мезозойских бокситах по отношению к палеозойским снижается на
5,6, а к кайнозойским уже на 88,9%. Для железа эти цифры равны 5,3
и 29,8, цинка - 14,3 и 64,3, меди - 40,0 и 79,3, марганца - 17,5 и 77,5,
кобальта - 41,0 и 73,0, свинца - 13,3 и 44,0%.
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых
97
Крайне важное обстоятельство - изменение состава пород, на ко­
торых развиты бокситы. В мезозое и особенно палеозое абсолютно
преобладают месторождения, связанные с карбонатными толщами,
в то время как кайнозойские бокситовые месторождения развиты на
алюмосиликатном субстрате.
Очень значительно меняется состав бокситоматеринского суб­
страта, данные по которому, по материалам тех же авторов, приведе­
ны в табл. 6.2 и на рис. 6.1. Даже, как показано выше, не принимая
во внимание десятых долей процентов, картина весьма показательна.
Если в палеозое в качестве исходных абсолютно преобладали глини­
стые породы, то в кайнозое их доля сократилась до чуть больше поло­
вины за счет увеличения примерно с 1Одо45% пород магматических,
причем сначала основных, а затем и кислых. Авторы образно описали
это явление как увеличение во времени степени «всеядности» бокси­
тообразующего процесса [Броневой и др., 1985, с. 443].
Таблица 6.2
Соотношение основных типов пород бокситоматеринскоrо субстрата
[Броневой и др., 1985)
Типы пород
Палеозой
Мезозой
Кайнозой
Глины и глинистые сланцы
90,4
67,5
55,6
Основные магматические и
9,0
30,0
33,3
метаморфические породы
Кислые магматические и
0,6
2,5
11,1
метаморфические породы
В.А. Броневой и В.А. Теняков [1987] убедительно показали, что
одновозрастные бокситы, несмотря на различия последующей после
рудообразования геологической истории, характеризуются сходными
чертами строения и вещественного состава. Напротив, в разново­
зрастных бокситах даже при близких геологических условиях - стро­
ении, залегании и последующей геологической истории, достаточно
легко выявляются различия как в минеральном, так и химическом со­
ставе руд и других показателях.
Изменяется во времени и палеогеографическое положение бокси­
товых месторождений. Б.М. Михайловым [1975] показано, что с воз­
растом бокситообразование смещалось от приморских равнин и мор­
ского мелководья к возвышенным участкам суши в позднем кайнозое.
При этом им выделено несколько эпох преобладающего развития тех

98
%
100
60
zo
Глава 6
M'Z
KZ
~J
Рис. 6.1. Соотношение основных типов горных пород в бокситоматеринском
субстрате [Броневой и др" 1985]
1 - кислые магматические породы и их метаморфические аналоги, 2 - основные
магматические породы и их метаморфические аналоги, 3 - глинистые сланцы и глины
или иных ландшафтов бокситообразования и, соответственно, типов
бокситсодержащих отложений.
В позднем протерозое - это области морского карбонатонакопле­
ния среди лагунных и, возможно, прибрежно-морских континенталь­
ных отложений. В раннем и среднем девоне это были острова и при­
брежная суша, сложенные карбонатными породами. В верхнем девоне
-
нижнем карбоне бокситы ассоциируют с прибрежными угленосны­
ми и пестроцветными толщами. В позднем триасе - ранней юре фор­
мирование бокситов локализовалось на склонах в обрамлении мелких
тектонических депрессий, заполненных угленосными отложениями.
В мелу появились бокситы на возвышенных закарстованных плато
вдали от морских побережий. Наконец, в олигоцене - четвертичном
периоде началось широкое развитие площадных латеральных покро­
вов в тропических и субтропических широтах.
В.А. Броневой и В.А Теняков сделали вполне обоснованный вывод
о том, «что основной причиной изложенной картины эволюции геоло­
гических особенностей развития бокситообразовательного процесса и
его минерально-геохимического воплощения являются не катагенети­
ческие и метаморфические процессы преобразования этих руд, а за­
кономерное изменение во времени собственно условий бокситообра­
зования, приводившее к формированию в разные геологические эпохи
бокситов существенно неодинакового вещественного (минерального и
химического) состава» [Броневой, Теняков, 1987, с. 45-46].
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых
99
К объяснению этого факта они подошли с чисто физико-хими­
ческих позиций, обсуждая и теоретически рассчитывая обстановки
и условия формирования соответствующих минеральных ассоциаций
-
бёмит+гематит, гиббсит+гётит, гиббсит+гематит. По мнению этих
исследователей, установленная для фанерозоя смена минеральных
ассоциаций бокситовых месторождений обусловлена более высокой
(добавим - и весьма существенно) температурой. Подобные выводы
по ряду причин, обсуждение которых далеко выходит за рамки на­
стоящей работы, не представляются достаточно обоснованными.
Не ставя под сомнение корректность расчетов с точки зрения фи­
зической химии, отметим, что представления, основанные на этих
результатах, не объясняют основные геологические показатели эво­
люции бокситообразования. Так, не объясняется этими выкладками
смена палеогеографических областей бокситообразования, измене­
ние состава подстилающего бокситы субстрата и ряд других показа­
телей. В.А. Броневой и В.А. Теняков основывались на чисто физико­
химических расчетах возможных условий образования только пар
минералов, и не затрагивают, например, столь важный компонент,
как шамозит. С развиваемых позиций вряд ли находят объяснение
отмечаемые самими авторами резкие изменения температурного ре­
жима на границе девон-карбон, аномалии в позднем мелу и плиоцен­
четвертичном периоде. Не ясно, далее, опять-таки с чисто химиче­
ской точки зрения, почему при понижении температуры «расширился
спектр горных пород, по которым могло происходить бокситообра­
зование» [Броневой, Теняков, 1987, с. 49], и сама интенсификация
процесса, вызвавшая столь резкое, практически ураганное увеличе­
ние запасов бокситов в молодых отложениях.
Более обоснованным представляется связать указанные измене­
ния характеристик бокситов и геологического строения месторожде­
ний с развитием органического мира, что, в частности, предполагал
Б.М. Михайлов, который отмечал «удивительно согласованное с раз­
витием органического мира перемещение областей бокситонакопле­
ния из моря на сушу» [Михайлов, 1975, с. 54].
Развитие органического мира вело не только к смещению палеоге­
ографических областей бокситообразования. Сравнительный анализ
развития органического мира и биосферы в целом с эволюцией бо­
китообразования позволяет понять и объяснить и другие характери-

100
Глава 6
стики бокситов разного возраста, их состава, способов образования,
расширение петрографического спектра материнских пород и др.
Само образование бокситов как продукта разложения и преобра­
зования исходных алюминийсодержащих минералов хотя и опосре­
довано, но во многом, а может быть и в основном, определяется на­
личием организмов, продуктов их жизнедеятельности и создаваемой
ими геохимической обстановкой.
Древние бокситы формировались в водных условиях, где только
реально и существовала жизнь, но с начала девона началась ее экс­
пансия на сушу. Первая мощная наземная прибрежная растительность
карбона обусловила не только параллическое угленакопление, но и
первый, хотя и незначительный по масштабу, пик бокситообразова­
ния именно в прибрежной зоне, причем именно к этому рубежу прц­
урочена и некоторая смена минерального состава бокситов. Вместе
с тем, наземная растительность того времени, видимо, не могла еще
обеспечивать глубокого разложения устойчивых алюмосиликатов и
бокситообразование.
Исходным для формирования бокситов бьш алюмосиликатный ма­
териал в относительно более доступной реакционноспособной фор­
ме, нежели массивные кристаллические магматические породы. Им
могли быть дисперсные глины, возможно, легко гидролизуемый вул­
канический пепел, как это предполагает, например, А.С. Калугин
[1967, 1973]. При этом разложение исходного материнского материа­
ла шло на карбонатном основании.
По мере экспансии на сушу и увеличения наземной биомассы, а
главное биопродуктивности, бокситообразование смещалось вглубь
континентов, при этом интенсивность выветривания и глубина раз­
ложения исходного вещества возрастали настолько, что стало воз­
можным разложение устойчивых до сего времени алюмосиликатов
магматических пород.
На примере изменения бокситообразования в истории Земли пра­
вомерно, видимо, поставить более общий вопрос об эволюции процес­
сов и обстановок выветривания. Разложение алюмосиликатов в архее
могло развиваться по кислотному «добиогенному» типу, результатом
чего было появление высокозрелых кварцевых обломочных пород,
ныне кварцитов. В протерозое же в свойственных этому этапу щелоч­
ных средах выветривание шло иначе, свидетельством чему являют­
ся, например, монтмориллонитовые коры выветривания Украинского
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых 101
кристаллического массива [Додатко, 1987]. Раннепалеозойское выве­
тривание было, скорее всего, также преимущественно щелочным и
по обстановкам представляло собой как бы аналог нижних зон коры
выветривания кайнозоя с их щелочными средами. В отличие от мо­
лодых кор, где подобные среды создаются освобождающимися при
разложении алюмосиликатов щелчными и щелочноземельными эле­
ментами, в древних активным агентом служили карбонатные породы.
Позднепалеозойское и раннемезозойское выветривание было уже, по
крайней мере в отдельные эпохи, частично и кислыми. Последнее, в
частности, привело к исчезновению шамозита.
Таким образом, с выходом растительности на сушу в девоне связа­
но реальное начало бокситообразования, а интенсивное развитие рас­
тительности в карбоне и обусловило первый максимум образования
бокситов (рис. 6.2).
Появление в позднем мелу мощного биологического фактора, в
том числе в виде тропических лесов, обусловило образование верхней
«rиббситовой» зоны коры выветривания с ее кислыми за счет органи­
ческих кислот средами. Это определило наибольшую глубину преоб­
разования исходного материала, сокращение количества «остаточных»
глин каолинового, а тем более шамозитового состава, вынос многих, в
том числе отмеченных выше малых элементов, подвижных именно в
кислых средах [Перельман, 1979]. В домеловое время подобного фак­
тора еще не было и бокситообразование было относительно ограни­
ченно. Развитие прибрежной растительности в карбоне и определило
некоторую активизацию бокситообразования в это время.
6.2 . Эволюция фосфатонакопления
В определенной степени в связи с эволюцией биоса эволюциони­
ровали и процессы фосфатонакопления. Работами И.А. Красильнико­
вой [1967, 1970], Ю.Н. Занина [1987а], А.Л. Яншина и М.А. Жаркова
[1986], позднее обобщенными А.Л. Яншиным [1993б], а также В.И.
Холодова [ 1997] установлена эволюция фосфатонакопления в исто­
рии Земли с точки зрения распределения фосфоритов в геологической
колонке, интенсивности процесса, изменения петрографических ти­
пов фосфоритов, их химического и минерального состава, тектони-

102
ф
s
"
Глава 6
~ц
~~
~~
~
.:е R
G
г----.т------г-"--------- .-- --__ ::: ._: : .< ,
ф
~~
'8
'.
t~
г,.
'
1"
..
~%
.
;;
"
>
.);
~
5
~
ed(.
·-·
-
·-~------
--------- -----------!---~
fIO(,
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых 103
ческого положения, изменения фосфоритоносных формаций и их ха­
рактеристик. Вместе с тем, один из важнейших аспектов - роль жизни
и ее эволюции в образовании фосфоритов и их изменении в истории
Земли - специально и целенаправленно не рассматривался. Не повто­
ряя подробно установленные ранее закономерности, согласно общей
направленности настоящей работы, основное внимание будет уделе­
но именно этому вопросу.
Работами указанных исследователей выделен ряд этапов интен­
сивного фосфатонакопления с образованием в каждом из них фосфо­
ритов определенного петрографического типа: венд-кембрийский с
развитием микрозернистых фосфоритов, ордовик-силурийский с об­
разованием ракушечных фосфоритов, относительно незначительный
по масштабам позднедевонско-каменноугольный с развитием зерни­
стого и желвакового типов, уникальный пермский с микрозернистым
типом руд практически только одной формации Фосфория, нижнеюр­
ский желваковых фосфоритов, меловой желваковых и зернистых, и
наконец кайнозойский преимущественно зернистых типов руд.
При этом показательно, что корреляция между массой фосфо­
ра в осадочных породах в целом, а также раздельно в терригенных
и карбонатных породах и промышленными запасами практически от­
сутствует. Она более или менее заметна для венд-кембрийской эпохи,
отсутствует в перми и мезо-кайнозое. Так, относительный максимум
фосфора в осадочных породах отмечается в мелу, резко сокращаясь на
границе мела-палеогена, к которой, однако, приурочен максимум про­
мышленных запасов фосфатных руд, которые составляют 20,5· 109 т.
Подобное обстоятельство показывает, что сама поставка данного
элемента в осадочный процесс не влияет, а может быть, точнее, не
определяет образование его повышенных до промышленного уров­
ня концентраций. Формирование месторождений определяется соб­
ственно осадочными процессами, а не резервом этого элемента в бас­
сейнах седиментации.
Ю.Н. Занин [1987а] совершенно справедливо заметил, что, стро­
го говоря, отмеченное выше структурно-текстурное подразделение
фосфоритов опирается на разные основания, поскольку включает
разные уровни. К примеру, зернистые и желваковые фосфориты по
своей структуре тоже микрозернистые, в то время как микрозерни­
стые включают в себя строматолитовые образования, ряд зернистых
фосфоритов имеет бактериеморфные структуры и т.д. Само понятие

104
Глава 6
«микрозернистые» тоже не очень определенное, так как устанавлива­
ется чисто визуально. По Ю.Н. Занину, размер фосфатных «микрозе­
рею> составляет 0,005-0,01, а иногда и до О, 1 мм, а по А.С. Соколову
-
даже до 0,5 мм.
В целом роль биоса в образовании фосфоритов в той или иной
форме в последнее время установлена довольно однозначно [Батурин,
2004; Герасименко и др., 1999; Розанов, Жегалло, 1989; Школьник и
др., 1992; Холодов, Пауль, 1995 и др.]. Несколько конкретных при­
меров. В районе Удайпура Раджастана Индии фосфоритоносной яв­
ляется среднепротерозойская араваллийская толща (среднего проте­
розоя). На месторождении Джамаркорта строматолитовые столбики
содержат от 18 до 34 вес.% Р2 05 , межстолбчатые доломиты только
2-8% . На месторождении Матун соответствующие значения состав­
ляют 25-37 и 4-8% [Сривастава и др., 1982]. Показано, что в бассейне
Каратау фосфатные пеллеты имеют биогенное - микробиальное про­
исхождение [Холодов, Пауль, 1995]. На примере того же Каратауского
бассейна выяснено, что «практически все зерна микрозернистых фос­
форитов - это интракласты фосфатных строматолитовых слоевищ,
... а
фиксация фосфата организмами-строматолитообразователями,
точнее их интегральной массой - начальная [Еганов, Катаева, 1985,
стр. 48]. Установлено микробиальное строение и соответственно про­
исхождение пеллет пермских фосфоритов формации Фосфория США
[Школьник и др., 1992].
Вообще бактериеморфные образования и структуры обнаруже­
ны не только в «микрозернистых» фосфоритах, но и в желваковых
и зернистых разного возраста [Занин и др., 1987а]. Присутствие
остатков бактерий в фосфоритах всех возрастов отмечал уже Л.
Кайе [Герасименко и др., 1999; Занин и др., 1987б].
Несмотря на то, что роль биогенного фактора в образовании фос­
форитов была установлена, временное соотношение типов фосфори­
тов с развитием органического мира, к сожалению, практически не
рассматривалось.
Вместе с тем, распределение в геологическом разрезе биогенно
обусловленных структурных типов фосфоритов достаточно законо­
мерно (рис. 6.3). Строматолитовые фосфориты широко развиты в про­
терозое, начиная с нижнего, достигают максимума в среднем проте­
розое, ограниченно распространены в кембрии и практически исчеза­
ют в более молодых отложениях. Онколитовые, пеллетовые и прочие
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых 105
СТРУКТУРНО-ГЕНt:ТИЧЕСКИЕ ТИllЫ ФОСФОРИТОВ
...
...
('1 ro,1.\IHllt'l(HJblt. '11fl\l'OЫl.\.IЫIЫE
о:r.1п1ю.
ЖE.'JtJ,\l\OOblt:
llЛJK\IHhll':
::. ::
1\IИh'I'() J•.1)1111<· [blf:.
11.ltOl'[lfHbll-:
Дlt:\1·1-:11t:Пt'-ll:('
{l'Y:\110}
"'
"'
\Jttl\PObllЛ.lbliO·
~l'At\08ltllllbll:.,
t\IH:
...
.....
.. ..
(.,
Jt:l'lltt( '1 hlt
h:OГll-lhH
о.;
=
о(_· 1·.нки r1.1ь.
"'
(.,
t\(H\:l\0.·11tTЫI
N~
~~~v
~,.
к
~~~
N
у
у
~
>: :::: J
::
~
т
::J
"
,")
...
1'
=
.. ..
Ni
~
е
("
1~
v
1
ll
11
1
N
с.
~
s
о
~
(
г----.
~
~.
\
~ L\>'
а:
._ __
)~ с.
. :;:
'lЛ v
N
а: а:
"'
с.
f-
а:
~
а:
с.
::
"'...
"...
Рис. 6.3. Схема эволюции фосфатонакопления в геологической истории Земли

106
Глава 6
микробиально-сгустковые структуры появляются со среднего рифея
и в значительных количествах присутствуют в фосфоритах веада­
кембрия. Начиная с девона появляются скопления фосфатизирован­
ных костных остатков рыб. Еще один пик микробиально-сгустковых
фосфоритов приходится на пермь. Показательно, что намечается от­
четливый параллелизм развития фосфоритов подобной структуры (и,
видимо, происхождения), доломитов и цианобактериальных сооб­
ществ. Это дополнительно может говорить о роли последних в фор­
мировании как доломитов, так и фосфоритов. Фосфатные копролиты
относительно широко развиты в верхнем мелу, палеогене и неогене.
С юры, а в основном с мела появляются кокколитовые фосфориты -
своего рода фосфатный аналог писчего мела. Наконец, в неогене по~
является особый тип фосфоритов в виде гуано.
Уже · первичный анализ позволил установить определенные
связи между изменением типов фосфоритов и характером биоты:
Протерозойские фосфориты во многом обладают строматолитовой
структурой, то есть связаны с определенным типом цианобактерий.
Венд-нижнекембрийские микрозернистые и пеллетовые фосфориты
имеют микробиальные структуры, а в ряде случаев встречаются еще
и строматолитовые. Спецификой ордовика и силура было развитие
ракушняковых и первое появление желваковых фосфоритов.Как от­
мечалось выше, фосфатные пеллеты пермской формации Фосфория
имеют микробиальную природу. Наконец, в юре, мелу, нижнем пале­
огене в значительных количествах развиты фосфориты желваковые,
то есть формы преимущественно диагенетического происхождения.
Биогенно-диагенетическое происхождение фосфоритов современных
океанов обосновано Г.Н. Батуриным [2004]. Таким образом, намеча­
ется явная смена типов бактериальной биоты (и биоты в целом) и из­
менение ее роли, видимо, от прямого седиментационного осаждения
к опосредованному, когда в мезозое влияние биоса стало в значитель­
ной мере иным - через органическое вещество в осадке и бактериаль­
ное население осадка.
Вопрос о механизмах микробиального осаждения фосфора тре­
бует специального рассмотрения и проблема эта, видимо, во многом
биологическая. К примеру, В.А. Лучинина полагает, что происходит
прижизненное в результате метаболизма, а точнее анаболизма, усвое­
ние фосфора цианобактериями [Лучинина, 1986]. Л.М. Герасимовская
с соавторами опытным путем показали, что при определенном содер-
Эволюция накопления некоторых видов полезных ископаемых 107
жании фосфора цианобактерии формируют трубочки из гидроксил­
или фторапатита. При этом морфология подобных образований ана­
логична трубочкам в древних фосфоритах [Герасименко и др., 1999].
Практически во всей геологической истории ведущими в фосфо­
ритообразовании были бактериальные сообщества - вначале строма­
толитообразующие, а затем и другие типы. В фанерозое к ним доба­
вились и скелетные формы - кости рыб, раковины, кокколиты и про­
дукты жизнедеятельности - копролиты, экскременты в виде гуано.
6.3. Роль биоты в эволюции комплексов
металлических полезных ископаемых
Несколько отклоняясь от основной тематики работы, интересно
отметить своеобразные соображения о влиянии биоты и экзогенных
процессов в целом на формирование рудных месторождений и эво­
люцию образования эндогенных месторождений, которые высказы­
вают М.М. Константинов и Е.Д. Сынгаевский [2011]. При этом они
рассматривают эволюцию не отдельных полезных ископаемых, а из­
менение во времени определенных ассоциаций, месторождений ряда
металлов.
Они убедительно показывают, что при формировании целого ряда
месторождений черных (железо, марганец, ванадий), цветных (медь,
свинец, цинк, молибден, вольфрам, ртуть), благородных (золото, пла­
тина), радиоактивных (уран) и редких (германий) металлов роль био­
генных факторов может быть весьма значительна. При этом залежи
формируются на разных стадиях осадочного процесса- от собствен­
но седиментационной до катагенетической. Соответственно и меха­
низмы биогенного влияния многообразны.
Показано, что отдельные геологические эпохи характеризуются
определенными ассоциациями эндогенных месторождений (рис. 6.4).
Так, в докембрии сосредоточены основные запасы платины (70%),
никеля, (62), кобальта (62), золота (61), железа (50), значительные
свинца и цинка (34) и урана (30). Запасы эндогенных месторождений
последнего металла в максимальной степени связаны с палеозоем
(60%). В мезозое сосредоточено до 81 % запасов вольфрама, 50% оло­
ва и 31 % сурьмы. Наконец, в кайнозойских месторождениях сосре-

108
Глава 6
!!;_
Ч
UJ
Рис. 6.4 . Распределение запасов эндогенных месторождений некоторых металлов
по эпохам, в % к общим запасам [Константинов, Сынгаевский, 2011]
доточены основные запасы ртути (95%), молибдена (91), меди (80),
сурьмы (61), значительные - свинца и цинка (46). Для объяснения
этого феномена - значительной дифференциации месторождений раз­
ных металлов по возрасту, привлекаются уже экзогенные процессы.
Цитируем: «В общем, закономерность размещения металлов в эндо­
генных образованиях различных эпох формулируется таким образом,
что чем моложе эпоха, тем более подвижные металлы накапливаются
в ее образованиях. По-видимому, вся или почти вся масса металлов,
находящихся в различных по возрасту отложениях земной коры, уже
содержалась в земной коре, сформировавшейся в докембрии. В даль­
нейшем более молодые этажи земной коры формировались преиму­
щественно путем переработки древних докембрийских образований
через эрозию и осадконакопление, переплавление, гранитизацию и
т.д. Перемещались и металлические компоненты земной коры из бо­
лее древних в более молодые этажи, причем происходила как бы се­
лективная сепарация металлов в ходе развития земной коры.
Этот процесс находит объяснение в совокупном направленном
взаимодействии гипогенных и экзогенных факторов. Неоднократные
перемещения рудного вещества в земной коре в результате разви­
тия интрузивных и метаморфических процессов приводят в конеч­
ном итоге к накоплению в верхних горизонтах наиболее подвижных
элементов. Именно эти горизонты в первую очередь разрушаются
эрозией и материал от их разрушения создает новые толщи земной
коры, уже, естественно, обогащенные подвижными элементами»
[Константинов, Сынгаевский, 2011, с. 140).
Глава 7
ЭВОЛЮЦИЯ НАКОПЛЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО
ВЕЩЕСТВА И ФОРМИРОВАНИЯ ГОРЮЧИХ
ИСКОПАЕМЫХ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ
ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
В осадочной оболочке Земли за последние 1600 млн. лет накопи­
лось и сохранилось, по подсчетам А.Б. Ронова [1993), 109,5·1020 г ор­
ганического углерода: в осадочных породах континентов содержится
75,3% этого количества (80,9·1020 г), шельфов - 24,5% (26,8·1О20 г) и
океанов - 1,6% (1,8· 1020 г). С учетом субдукции пелагических осад­
ков количество С в океанических отложениях составляет с поздней
орг
юры 5,5· 1020 г, а суммарная цифра возрастает до 113,2. Н.Б. Вассоевич,
Н.И. Корнилова и В.В. Чернышов [ 1973, стр. 18) оценивают массу
органического углерода в отложениях континентального сектора в
72·1020 г, а Дж. Хант (цит. по [Ронов, 1993)) - в 99·1020 г, то есть все
расчеты дают величины, близкие значениям А.Б. Ронова. При столь
значительных абсолютных значениях кларк Сорг' по всем подсчетам,
менее одного процента. Н.Б. Вассоевич с соавторами для континен­
тального сектора без эффузивов приводят цифру 0,62%. А.Б. Ронов
для континентального сектора дает значения 0,57 и 0,48% для осадоч­
ных пород без эффузивов и с учетом эффузивов, а для Земли в целом
0,54 и 0,46% соответственно.
Несмотря на столь незначительное относительное содержание,
значение органического вещества огромно и в той или иной форме
отмечалось ранее. Органический углерод ко всему прочему опре­
деляет образование главнейших полезных ископаемых - пород­
энергоносителей - угля, нефти, природного газа, горючих сланцев.
Прежде всего, следует отметить, что органическое вещество нахо­
дится в земной коре в двух формах, граница между которыми доста­
точно условна. Первая форма - рассеянное органическое вещество,

110
Глава 7
которое, по крайней мере в фанерозое (о докембрии см. ниже), коли­
чественно абсолютно преобладает. Вторая - концентрированная фор­
ма - это породы, обогащенные органическим углеродом, содержание
которого существенно превышает кларковые значения. Но абсолют­
ная величина Copr' выше которой принято говорить о концентрирован­
ной форме, точно не определена, поэтому к последней относят как
толщи с содержанием органического углерода в 2-3%, так и породы
с почти 100-процентным его содержанием, как, например, каменный
уголь.
В свою очередь, в группе пород с повышенным содержанием ор­
ганического углерода обособляются горючие полезные ископаемые
-
нефть, природные углеводородные газы, уголь, горючие сланцы.
Относительно последних отметим также нечеткость их выделения из
пород, просто обогащенных органическим материалом. Граница эта
определяется технологическими и экономическими причинами. В по­
следние годы в связи с промышленным получением сланцевой нефти
и сланцевого газа она становится все менее определенной.
Эволюцию накопления органического вещества целесообразно
рассмотреть по трем основным направлениям: 1) количественные из­
менения содержания органического вещества в геологической исто­
рии, 2) изменение форм органического материала и фациальных об­
становок его накопления и консервации, и 3) неравномерность (пе­
риодичность, цикличность) его накопления.
При этом наряду с рассеянными, кларковыми, содержаниями ор­
ганического углерода специально выделена и рассмотрена эволюция
формирования и свойств концентрированных его форм в виде горю­
чих ископаемых - нефти, газов, угля.
7.1. Изменение содержаний органического вещества
в геологической истории
Первые организмы появились на Земле почти 4 млрд. лет назад, и
уже в глубокометаморфизованных породах с возрастом 3,5-3,7 млрд.
лет имеются достаточно концентрированные массы углерода, изотоп­
ный состав которого показывает его первоначально биогенное проис­
хождение. Достаточно полный обзор распространения углеродистых
Эволюция накопления органического вещества...
111
и углеродсодержащих пород докембрия выполнен Св.А. Сидоренко
и А.В. Сидоренко [1975]. Древнейшими являются графитовые про­
явления и месторождения графита нижнего архея Украинского кри­
сталлического щита (приазовская серия), тундровая и кольская серии
Кольского полуострова, графитовые гнейсы Сибирской платфор­
мы, гвианской системы Южной Америки, серии Онвервахт Южной
Африки и др.
Органический углерод в разной форме - от настоящего кероге­
на до графита, содержится в верхнеархейской беломорской серии
Кольского полуострова, биотитовых гнейсах Воронежского массива
и его склонов, тетерева-бугской свите Украинского щита, хатангской
серии Анабарской антеклизы, на Алданском щите, в образовани­
ях формации Фиг-Три Южной Африки, графитовых сланцах серий
Касила и Симанду Либерийского щита и др. В ряде случаев в доста­
точно мощных пачках графитоносных пород содержание С повы-
орг
шаются до 10-30 и даже до 70% [Сидоренко, Сидоренко, 1975].
Достаточно широко представлены углеродсодержащие породы
с повышенным количеством органического углерода в протерозое -
это черносланцевые серии в Саянах, графитовые гнейсы серии Кейв,
Печенги, Имандра-Варзуги Кольского полуострова, курская свита
КМА, оскольская Воронежского и криворожская Украинского щитов,
серия Кейп-Смит и Лабрадор Канады и др.
Уже этот далеко не полный список показывает, что количество ор­
ганического материала, захороненного в настоящее время в осадочно­
метаморфических породах докембрия, а значит и его продукция в это
время внушительны. По расчетам Св.А. Сидоренко и В.А. Тенякова
[1986], количество органического углерода в докембрийских образо­
ваниях составляет 280,4-1 О 20г органического углерода, что значитель­
но превышает его содержание в более молодых осадочных отложе­
ниях. Напомним приведенные в начале главы данные - в осадочных
отложениях континентального блока, а докембрийские данные отно­
сятся именно к этой структуре земной коры, содержится от 80,9 до
99· 1О20г. Более того, последние включают, хотя бы частично, и породы
докембрия, то есть в фанерозое органического материала еще мень­
ше. Некоторым, хотя и очень слабым объяснением может быть то, что
длительность докембрийского этапа, когда уже продуцировалось и
накапливалось органическое вещество, по крайней мере в шесть раз
больше фанерозойского (3500-550 и 550 млн. лет). Дополнительным,

112
Глава 7
опять таки слабым, объяснением может также служить отсутствие
на значительном отрезке докембрийской истории гетеротрофов, что
обеспечивало большее (в процентном отношении) захоронение и кон­
серваЦию органического вещества.Вместе с тем, и потери захоронен­
ного органического материала, прежде всего за счет метаморфизма, а
позднее за счет углеводородного и углекислого дыхания Земли было
заметно больше. Неясно также, почему в углеродсодержащих толщах
со средним содержанием органического углерода 4,67%, составляю­
щих лишь 10% всех пород докембрия, масса захороненного органи­
ческого углерода вдвое превышает таковую в «обычных», «фоновых»
породах, составляющих 90%, с субкларком всего 0,26% (186,9· 1020
против 93,6·1020г).
В любом случае, со всеми оговорками, суммарное количество
органического материала в докембрии начиная с архея весьма значи­
тельно, а следовательно и продуктивность генерировавшей его биоты
достаточно высока.
Возможные причины этого будут рассмотрены ниже.
Совершенно ясно, что более или менее достоверные количе­
ственные показатели содержания органического углерода получены
все же для фанерозойского разреза и частично верхнего протерозоя.
Все эти данные однозначно указывают на последовательное возраста­
ние содержания copr в более молодых отложениях (рис. 7.1, табл. 7.1).
Наиболее простое и «очевидное» объяснение этого феномена
-
увеличение биомассы живого вещества в геологической истории
Земли. Вместе с тем, вопрос этот вовсе не так прост и «очевиден».
1 ...--~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~----.,
0,8
0,79
0,6
0,4 j
0,2
о -'-~~~~~~~~~~...--~~~~--..~~~~~~~~~-
РRз
MZ
KZ
Рис. 7.1. Изменение средних содержаний С0Р, в отложениях неоrея [Ронов, 1993]
Эволюция накопления органического вещества...
113
Таблица 7.1
Субкларки С 0Р, В ГЛИНИСТЫХ И карбонатных породах разного возраста
[Вассоевич и др., 1973]
Породы
PR
PZ
MZ
кz
Глины
0,45
0,68
0,9
1,35
Карбонаты
0,05
0,1
0,2
0,35
В этом отношении уместно повторить уже упоминавшееся выше
важное положение В.И. Вернадского, которое он неоднократно по­
вторял - количество живого вещества является планетарной констан­
той, хотя это количество имеет определенные, но умеренные преде­
лы колебаний [Вернадский, 1927, 1934]. В настоящее время, как уже
отмечалось, видимо, точнее говорить о постоянстве первичной про­
дукции, а не одномоментной массе живого вещества [Ярошевский,
2003]. Позднее, подтверждая свои идеи о постоянстве биомассы, В.И.
Вернадский признавал и определенный ее рост со временем [Вернад­
ский, 1980]. Одновременно увеличивался и объем биосферы, то есть
области развития жизни.
Если первичная продукция живого вещества более или менее по­
стоянна и, соответственно, близко количество захороняющегося орга­
нического вещества, то указанное выше уменьшение среднего содер­
жания органического вещества в более древних отложениях может
быть связано с его разрушением в течение геологического времени.
Подобные факты действительно установлены в виде «углеводород­
ного дыхания» метаморфизующихся первично осадочных углеродсо­
держащих толщ земной коры [Сидоренко, Сидоренко, 1970, 1975].
Более важно, однако, другое - не простое количественное увели­
чение биомассы, а принципиальная качественная эволюция органи­
ческого мира.
Положение В.И. Вернадского об относительном постоянстве мас­
сы живого вещества, то есть количества атомов, захваченных организ­
мами, ни в коем случае не исключает эволюцию, так как происходили
более важные качественные изменения. Геохимическая эволюция за­
ключалась в перегруппировке химических элементов в пределах жи­
вого вещества, в ускорении их биогенной миграции, росте свободной
энергии биосферы с ходом геологического времени; биологическая -
в развитии родов и видов организмов [Вернадский, 1926, 1978, 1980].
Сам В.И. Вернадский указывал, что в пределах биосферы как геоло­
гической оболочки идет эволюционный процесс [Вернадский, 1965,

114
Глава 7
стр. 290]. Иными словами, от прокариот достаточно однородного со­
става эволюция привела к огромному таксономическому разнообра­
зию организмов, в том числе появлению Ното sapiens и разума, по­
явлению и развитию ноосферы. В настоящее время можно говорить,
что «эволюция диверсифицирующихся живых существ в направле­
нии многоклеточности и совершенствования морфофизиологиче­
ских функций не была простой эволюцией видов; эволюционировали
ценозы, экологические системы, в которые входили и удивительно
устойчивые прокариотные и эвкариотные микроорганизмы со свои­
ми особыми функциями воздействия на макромир» [Соколов, 1999,
стр. 1394]. Наряду с эволюцией самих организмов (биологическое
явление) происходила и эволюция определяемых ими геохимических
обстановок - смена хемосинтезирующих организмов фотосинтезиру~
ющими привела к появлению кислородной атмосферы и окислитель­
ных обстановок, осуществлялось регулирование кислотно-щелочных
свойств через биогенно определяемый геохимический цикл кальция
и частично магния и т.д. [Заварзин, 2002]. Сама смена организмов и
появление скелетных форм обусловили формирование определенных
типов карбонатных и кремнистых пород, частично фосфатов и др.
Можно полагать, что, вероятно, действовали оба фактора - неко­
торое увеличение со временем биомассы и большая деструкция на­
копившегося органического вещества в более древних отложениях,
что, суммируясь, и определило установленную и отмеченную выше
картину больших его содержаний в более молодых отложениях.
7.2. Изменение форм органического материала
и фациальных обстановок его накопления
Возвращаясь к вопросу об эволюции накопления органического
материала, надо отметить, что так или иначе эта «количественная»
сторона менее важна по сравнению с принципиальными качествен­
ными изменениями, которые обусловили изменение типов органиче­
ского вещества и фациальных зон его накопления (рис. 7.2).
Для докембрийского, и прежде всего архейского, этапа накопле­
ния органического вещества характерно несколько принципиально
важных особенностей.
Эволюция накопления органического вещества...
115
~
'" -' L ______.:1.:.:·и.:.:.n,::ор~r.:а:::н1:...;1ч:.:.сс;·к:.:.01:.:·о.:.11:.:.ещ=е=с..:..тв:.:а__ __ _ _-t
~ ~ Caпponc:icвot'
Гумусо11ое
~ ~ L__~:::::::.:.:.::::..____-J . .. ___ .::.,..,:_ _____--j
;: 1:: Фациа:1ьшu1 обстановка
Тип уr.1е1юсных тонщ
~ "· L _..: : ..::::: .::: .:=:..:: .:: .: ..:::: ..: ..:: .: .: .:;._ _- J...___:__- -.,_ _ _ _- -- -j
~ g Морская
0Jервая
Парал.1ичесю1е .'111~шическис
Рис. 7.2. Схема эволюции накопления типов и фациальной природы
органического вещества в геологической истории Земли (докембрийская часть
разреза вне масштаба)
Во-первых, вся биота была сосредоточена только в водоемах, и
прежде всего в Мировом океане. Соответственно все накопление Сорг
было морским, а точнее, более осторожно - водным.
Во-вторых, состав организмов, представленный только прокарио­
тами, обусловил преимущественно, если не исключительно, алино­
вый (сапропелевый) тип органического вещества. Вполне правомерно
предположение Н.В. Лопатина о том, что архей был временем актив-

116
Глава 7
ной генерации нефтяных углеводородов, тем более что, как отмечает
этот автор,в захоронившемся органическом веществе преобладали
алифатические и алициклические структуры, что отличает кероген
с очень высоким нефтематеринским потенциалом [Лопатин, 1986,
с.18] .Возможные месторождения нефти архея, естественно, давно раз­
рушены. О преобразовании органического вещества в направлении
образования углеводородов свидетельствует, в частности, кероген
кремнистых образований серии Онфервахт Южной Африки и тухо­
литы конгломератов Витватерсранд. Обзор нахождения углеводоро­
дов и других органических веществ, их состав и строение в осадочно­
метаморфических породах докембрия приведен в упоминавшейся
работе Св.А. и А.В. Сидоренко [1975]. Последующие работы суще­
ственно дополнили этот список.
В-третьих, трофический уровень был ограничен только автотро­
фами при полном, или практически полном отсутствии сапрофитов
и вообще гетеротрофов, поэтому первичная продукция, в том числе
некромасса, не перерабатывалась другими организмами. Сохранению
исходного органического вещества способствовало и отсутствие или
резкий дефицит кислорода, который мог бы окислять и соответствен­
но ликвидировать и удалять хотя бы часть образовавшегося органи­
ческого материала. Первично произведенная продукция сохранялась
как на поверхности осадка, так и в осадке на стадии диагенеза, что
способствовало дальнейшему преобразованию этого материала в ка­
тагенезе в направлении нефтегазообразования.
Не исключено, что в докембрии и архее особенно имелись «пер­
вичные сгущения жизни», где при высокой плотности поселений
генерировалось и захоронялось аномально большое количество ор­
ганического вещества. Вне этих зон продуцирование и накопление
органического вещества было существенно ниже. При последующем
метаморфизме органическое вещество естественно разрушалось, в
зонах с «фоновыми» значениями оно практически ликвидировалось
или его оставалось крайне мало, в то время как в изначально высоко­
углеродистых толщах его концентрации оставались значительными,
что ныне фиксируется, в частности, в виде графитовых выделений
архея и шунгитов протерозоя.
Возможно именно этим объясняется отмеченное Св.А. Сидоренко
и В.А. Теняковым преобладание суммарного количества концентри-
Эволюция накопления органического вещества...
117
рованных форм углерода в осадочно-метаморфических комплексах
докембрия над рассеянными формами его нахождения.
Со среднего и особенно позднего протерозоя ситуация начала
меняться. Состав генерируемого органического вещества сохранял­
ся преимущественно алиновым, но его фоссилизация заметно сокра­
тилась за счет окисления и усвоения появившимися гетеротрофами
в виде определенных эвкариотов, а затем и метазойных организмов.
Появились начальные, скорее всего, еще короткие пищевые цепи и
началось формирование нескольких трофических уровней.
В позднем докембрии и раннем палеозое практически все орга­
ническое вещество поставлялось животными организмами, фито­
планктоном и частично бентосными водорослями, богатыми жирами,
белками и углеводами (липидами и липоидами), что предопределило
их изменение в основном в направлении нефтеобразования. Геоло­
гические условия этого времени благоприятствовали периодическо­
му формированию морских обогащенных органическим веществом
толщ доманикового типа, в том числе с концентрациями, переводящи­
ми их в разряд горючих сланцев. Таковы, например, усть-малгинские
отложения среднего рифея и куонамский комплекс нижнего кембрия
Восточной Сибири, кембро-ордовикские квасцовые сланцы Сканди­
навии, нижнепалеозойские черные сланцы Центральной Азии, в том
числе ванадиеносные, ордовикские кукерскиты Прибалтики и др.
Подобная ситуация существовала практически до девона, когда
началась экспансия растительности на сушу. С конца девона, а осо­
бенно в карбоне растения колонизовали прибрежные части суши, и
началось массовое развитие торфяников. Это привело к появлению
нового - гумусового (аренового) - типа органического вещества,
повышенные концентрации которого локализовались в особой при­
брежной фациальной зоне, где формировались угленосные толщи па­
раллического типа.
В мезозое, особенно в юре, растительность завоевала практиче­
ски всю сушу, появились внутриконтинентальные болота и, соответ­
ственно, лимнические угленосные толщи.
Примерно с девона относительное, а возможно и абсолютное, ко­
личество морского планктоногенного по происхождению и сапропе­
левого (алинового) по составу органического материала сократилось.
К этому уровню, как отмечено в главе 4, приурочено и исчезновение

118
Глава 7
обогащенных органическим веществом кремнистых сланцев - лиди­
тов и фтанитов.
Таким образом, первичное однородное по составу алиновое веще­
ство со временем, реально с девона, стало неоднородным - появил­
ся органический материал аренового состава. Аналогичным образом
менялись и фациальные условия накопления концентрированных
форм органического материала. Сапропелевое вещество преимуще­
ственно, а до кайнозоя практически исключительно, имело морское
происхождение, а в кайнозое в существенных количествах появились
озерные отложения с таким же типом органического материала, на­
пример, палеоцен-эоценовая формация Грин-Ривер запада США.
Концентрированные формы гумусового вещества, повторим, перво­
начально были параллического прибрежно-морского, а затем и кон­
тинентального лимнического типа. Попутно можно отметить, что не­
сколько изменился и характер угленосности. Как правило, для па­
раллических формаций типичны относительно большие площади
распространения при небольших мощностях угольных пластов. Для
лимнических, напротив, имеются примеры, когда при несколько огра­
ниченноif площади мощности отдельных пластов весьма велики. Так,
на Коркинском угольном месторождении Челябинского бассейна
мощность угольного пласта достигает 200 м, причем на долю чистого
угля приходится более 50%.
7.3. Эволюция накопления горючих ископаемых
в геологической истории Земли
Появление и развитие жизни обусловило появление и эволюцию
не только рассеянного органического материала, образующего общий
фон осадочной оболочки Земли, но иформирование и эволюцию кон­
центрированных форм, и прежде всего в виде горючих сланцев, неф­
ти, природных газов, угля.
С разных сторон эта эволюция была изучена В.С. Вышемирским
[1978, 1980, 1984], А.А. Карцевым [1960, 1969], А.Э. Канторовичем
[Канторович, Стасова, 1978; Конторович и др., 1985а, б], Н.В. Лопа­
тиным [1979, 1983, 1986], С.Г. Неручевым [1986; Неручев, Бекетов,
1984] и др.
Эволюция накопления органического вещества ...
119
Прежде всего о количественной стороне вопроса.
Всеми исследователями однозначно устанавливается возрастание
в течение геологической истории суммарных запасов углеводородов,
как нефти, так и природного газа с отдельными максимумами в де­
воне - нижнем карбоне, верхней юре
-
мелу и палеогене для нефти
и карбоне-перми и верхнем мелу для газа. Общая тенденция умень­
шения запасов с увеличением возраста отложений почти столь же
однозначно связывается со степенью сохранности месторождений и
их более интенсивным разрушением в древних образованиях. Вме­
сте с тем, исходные соотношения, скорее всего, были иными, или, по
крайней мере, не столь резко выражены. Важнее при этом некоторые
изменения состава и свойств образующихся углеводородов в отложе­
ниях разного возраста.
Естественно, что наиболее изучены нефти фанерозоя, аналитиче­
ская база по которым делает выводы достаточно достоверными. Но
даже в этом случае масса «привходящих» факторов, таких, например,
как положение месторождений в пределах разных тектонических
структур, разная глубина залегания, разные типы коллекторов и сте­
пень преобразованности нефтей, серия особенностей конкретных ме­
сторождений и т.д., делают статистически достоверными лишь очень
общие тенденции на уровне эр, но не периодов. Так, установлено,
что от палеозоя к мезозою снижается количество алканов при одно­
временном росте цикланов, что выражается как в абсолютных вели­
чинах, так и в их отношениях; значимых и закономерных изменений
ароматики не установлено (табл. 7.2, рис. 7.3) [Карцев, 1960, 1969].
В общем виде выделяется ряд групп нефтей, распространение ко­
торых более или менее связано с геологическим временем.
Обусловлено это тем, что со среднего палеозоя, когда началась
экспансия растительности на сушу, в состав исходного для нефтео­
бразования вещества стал поступать растительный богатый лигнином
и целлюлозой материал, для которого свойственно наличие поликон­
денсированных ареновых структур. В связи с этим преимущественно
метановые нефти со временем сменялись нафтеново-ароматическими.
Более подробно типы нефтей и их связь с теми или иными обста­
новками, характером исходного органического вещества и другими
факторами, влияющими на их состав, рассмотрели А.Э. Конторович
и О.Ф. Стасова [1978]. Справедливо отмечено, что тип нефтей кроме
состава исходного материала и обстановок его накопления зависит от

120
Глава 7
Таблица 7.2
Содержание(%) основных классов уrлеводородов и отношение цикланов
к алканам в нефтях из пород разного возраста [Карцев, 1960)
Алканы
Цикланы
Арены
Отношение
Возраст
Пре- Сред- Пре-
Сред- Пре- Сред-
цикланы/
пород
делы
нее
делы
нее
делы
нее
алканы
Кайзозой 0-53
26
30-80
52
10-35 22
2,0
Мезозой 11-76 37
12-78
50
7-26 13
1,26
Палеозой 33-93 44*
1-45
28*
3-37 28*
0,7*
55**
28**
16**
0,5**
* Высокосернистые нефти, для которых состав определен обычным способом,
** Малосернистые и те высокосернистые нефти, для которых состав рассчитан на
чисто углеводородную часть.
многих, часто разнонаправленно действующих факторов, таких как
специфика диа-, ката- и гипергенеза, литологический состав гене­
рирующих и содержащих нефть пород, время формирования самой
нефти и ее залежей и др. Не касаясь широкого спектра процессов,
определяющих состав нефтей, в соответствии с тематикой настоя­
щей работы полезно отметить те показатели и типы нефтей, которые
н
о
о
гi•,
1 {\г
ioJ
Рис. 7.3. Групповой углеводородный состав нефтей различного возраста [Карце
1960)
Нефти: 1 - палеозойские; 2
-
мезозойские; 3 - кайнозойские
Эволюция накопления органического вещества...
121
имеют отношение к характеру исходного органического вещества и,
в определенной степени, к геологическому возрасту генерирующих
толщ и самой нефти.
Согласно материалам этих авторов, нефти типа В - алкановые ма­
лопарафинистые, существенно метановые, с высоким содержанием
и-алканов в бензиновых фракциях, с максимальными концентрация­
ми УВ С 15-С 17, цикланы в основном моно- и бициклические; содержа­
ние аренов низкое. Нефти этого типа распространены в отложениях
позднего докембрия и нижнего палеозоя.
Нефти типа С - циклано-алиновые, по углеводородному составу
ароматически-нафтено-метановые и нафтена-метановые. Содержа­
ние и-алканов невысокое с максимумами УВ в пределах С7-С8 , С 17-
С19 и реже С 21 -С22 . Цикланы представлены в основном моно- и бици­
клическими структурами. Нефти этого типа встречаются в морских
толщах, обогащенных сапропелевым ОВ, и широко представлены в
фанерозое. Они, в частности, образуют самый крупный в истории
Земли верхнемезозойский максимум нефтенакопления.
Нефти типов В и С генетически связаны с ископаемым планкто­
ногенным и бентосогенным органическим веществом морских отло­
жений.
Специфичен состав нефтей типа А - алкановый парафинистый.
Нефти этого типа обогащены высококипящими и-алканами с макси­
мумом на УВ С 22-С21, содержат в повышенных количествах изопрено­
идные УВ С9-С25 • В целом главными структурными элементами всех
компонентов являются малоразветвленные алифатические структу­
ры. Важно отметить, что нефти этого типа генетически связаны с обо­
гащенным восками захороненным органическим веществом высшей
наземной растительности. Это обусловило их нахождение в отложе­
ниях всех возрастов начиная с девона и достаточно отчетливую связь
с континентальными субугленосными и угленосными толщами.
С эволюцией состава исходного органического вещества связана
и эволюция состава природных газов. Нижнепалеозойские и более
древние газы генетически связаны с алиновым органическим веще­
ством субаквальных отложений; в составе этих газов нередко имеют­
ся высокие, до 20-30%, содержания тяжелых газообразных углеводо­
родов. С позднего палеозоя с появлением наземной растительности,
когда появились голосеменные расте!Щя, а в еще большей степени с
мела - времени становления и расцвета покрытосеменных
-
источ-

122
Глава 7
ником природных газов стало гумусовое вещество углей и углистых
включений, дававшее сухие преимущественно метановые газы.
Изменения в составе исходного органического вещества находят
свое отражение не только в эволюции состава основной углеводород­
ной части нефтей, но и в «тонких» деталях состава, в том числе содер­
жащихся в нефтях металлов - «малых элементов», а также изотопном
составе углерода.
Показательно в этом плане изменение содержания двух хорошо
изученных и генетически связанных с нефтями, в том числе их пор­
фириновыми компонентами, элементов - ванадия и никеля, подробно
изученных С.А. Пунановой [1974, 2004; Пунанова, Катченков, 1934].
Прежде всего, установлено снижение в целом концентрации этих
элементов в рассеянном органическом веществе, битумоидах и неф­
тях в более молодых отложениях относительно древних, в частности
палеозойских. Причиной этого, по мнению С.А. Пунановой, явля­
ются по крайней мере три обстоятельства. Во-первых, сокращается
площадь выходов основных и ультраосновных магматических пород
в пределах областей сноса, то есть пород, основных поставщиков
этих элементов. Отметим в скобках, что влияние магматических по­
род основного состава как существенных поставщиков осадочного
материала практически прекратилось уже в докембрии, скорее всего
раннем. Во-вторых, появление наземной растительности и особенно
формирование почв, содержащих преимущественно гумусовое ор­
ганическое вещество, обусловило образование своеобразного геохи­
мического фильтра, который усваивал эти элементы еще в процессе
миграции в пределах континентов, что привело к сокращению их по­
ставки в водоемы. Наконец, в-третьих, эти элементы в разной степени
концентрируются органическим веществом разного исходного типа
-
в составе морских организмов, обеспечивающих образование и на­
копление сапропелевого органического вещества, содержание этих
элементов выше, чем в наземной высшей растительности суши. В
связи с этим породы, содержащие органическое вещество сапропе­
левого типа, в 2-3 раза богаче ванадием и никелем, чем отложения с
гумусовым и смешанным типом ОВ.
Параллельно с изменением содержания этих элементов меняется
и их соотношение. Битумоиды пород с сапропелевым органическим
веществом не только содержат существенно больше этих элементов,
но и характеризуются явным преобладанием ванадия над никелем
Эволюция накопления органического вещества...
123
(V/Ni> 1). Напротив, в битумоидах пород с гумусовым типом органи­
ки при общем снижении концентраций содержание ванадия сокраща­
ется быстрее и никель уже преобладает над ванадием (V/Ni<l). По­
добное соотношение сохраняется и в образовавшихся из этих типов
РОВ нефтях.
С.А. Пунанова [1974) приводит сведения о распределении в неф­
тях палеозоя, мезозоя и кайнозоя ванадия (628 анализов) и никеля
(607 анализов). Если сравнить модальные значения концентраций
этих элементов (рис. 7.4), то в палеозое NiNотношение меньше еди­
ницы, в мезозое около единицы, а в кайнозое больше единицы.
Совершенно естественно, что эта закономерность проявляется в
самом общем виде при анализе очень крупных стратиграфических
подразделений, по крайней мере эратем. К примеру, органическое ве­
щество верхнеюрской баженовской свиты с ее сапропелевым типом
ОВ, равно как и образующиеся из него нефти, отличаются «аномаль­
ным» отношением V/Ni>l.
Соответственно меняется соотношение этих элементов и в разных
типах нефтей. В нефтях типа А содержания обоих элементов низки.
В нефтях типа В их содержания также невелики и отношение концен­
траций близко единице. В нефтях типа С их содержания повышены,
отношение ванадия к никелю более единицы.
Смена исходного органического вещества с сапропелевого водно­
го, в основном морского, типа на гумусовое в значительной степени
континентальное, или, точнее, дополнительная поставка последнего
отражается и на изотопном составе углерода как рассеянного орга­
нического вещества, так и нефтей. Э.М. Галимовым, А.Э. Конторо­
вичем, А.Б. Роновым и др. показано, что углерод аквагенного ОВ
алинового типа изотопно более легкий, чем терригенного арконово­
го. В связи с этим появление растительной биоты и растительного
органического вещества сего изотопно более тяжелым углеродом и
увеличение его доли в генерации нефтяных углеводородов привело к
утяжелению начиная с верхнего палеозоя изотопного состава нефтей
[Галимов и др., 1975; Конторович и др., 1985а,б]. Показательно, что
среди нефтей морских отложений происходит достаточно отчетливое
утяжеление изотопного состава углерода от карбона к верхнему кай­
нозою [Галимов, 1968, с. 98]. Это свидетельствует о последователь­
ном возрастании доли именно rумусовой составляющей в исходном
для нефтеобразования органическом веществе.

124
"'
JS
3{} Кz(п=274)
25
!{}
15
10
5
0'-:":'~~~,-L-..L..-L-....L.-L~
0,00! /l02 Ql/8 IЩ t:1 ,ff llj 8Z.D
'10
35
Nt" 10-• %
30 Mz (n" 89)
25
20
о l!flfJ.f (J.fll tl,fl8 Q.Jl l,J 5.1 lfJJ 81.0
NI, .1 0-• 0А.
%
'15
"0
15 Pz(n• 244)
JO
!5
20
15
10
5
О fl{)(JJ 0.02 Ql/8 f/Jl 1,J 5f 20,5 J28.P
Nl,· 10-• %
Глава 7
J()
Кz (n =254)
25
20
15
10
5
%
35 Mz(n =121)
J()
!5
20
15
%
110
J5 Pz (n =243)
J()
25
zo
15
10
v,.10" %
5
9L..:::...--..r:::.....L--L--L--L--l......L;_
.
t/ЩJi(J(JlO,(J8flJ2 f.J 5.1 lU.' v. -10 -• %
Рис. 7.4. Распределение содержаний никеля и ванадия в нефтях различного
возраста [Пунанова, 1974)
Эволюция накопления органического вещества...
125
Таким образом, заметные изменения состава нефтей и их изотоп­
ного состава обусловлены появлением наземной растительности и со­
ответственно поставкой в дополнение к алиновому также арконового
вещества.
Казалось бы, для углей, исходным материалом которых является
наземная растительность, изменений состава не должно происходить,
однако смена типов растительности проявляется в составе и углей.
Подобные изменения еще в середине прошлого века отметил Ю.А.
Жемчужников [1955].
Источником органического вещества первых углей в нижнем и
среднем девоне были псилофиты, которые обусловили образова­
ние кутикуловых липтобиолитов, причем «фактом, неповторимым
в геологической истории» стало скопление стеблевой кутикулы.
После перерыва в позднем девоне неизмеримо более мощное угле­
накопление возобновилось в раннем карбоне, когда растениями­
углеобразователями стали лепидофиты и формировались споровые
дюрены, причем в ряде случаев содержание спор в составе углей до­
стигало 80-90% . В среднем карбоне углеобразователями продолжа­
ли оставаться лепидофиты, но основным материалом служила кора
и формировался клареновый тип углей. Пермское углеобразование
определялось кордаитовыми и формировался новый тип - фюзено­
ксиленовые и фюзено-ксило-витреновые угли. Юрское углеобразова­
ние связано с развитием хвойных, папортниковых и цикадовых, ко­
торые сформировали фюзено-ксиленовый и клареновый типы углей.
Наконец, позднемеловое и кайнозойское угленакопление в виде лиг­
нитов и бурых клареновых и дюрен-клареновыхуглей обусловлено
развитием хвойных и покрытосеменных растений.
Л.Ш. Давиташвили [1971, с. 246] отмечает, что в палеозойских
углях отсутствуют смоляные липтобиолиты, в мезозойских они уже
встречаются, но редки, а в углях кайнозоя они многочисленны.
Таким образом, повторим, эволюция углеобразования обусловле­
на становлением наземной растительности и ее экспансией на сушу.
Последнее определило изменение типов угленосных толщ и после­
довательную смену параллического угленакопления лимническим, а
смена группового состава флоры - эволюцию петрографических ти­
пов углей.
Одновременно, появление и_развитие наземной растительности
обусловило изменение химического состава нефтей, состава, точнее

126
Глава 7
соотношений, содержащихся в них малых элементов, изотопного со­
става углерода.
7.4. Неравномерность накопления органического
вещества и горючих ископаемых в геологической истории
Наконец, третий аспект проблемы эволюции накопления органи­
ческого вещества в геологической истории Земли - ее неравномер­
ность во времени.
На фоне возрастания количества рассеянного органического ве­
щества в более молодых отложениях (безотносительно причины этого
явления) и смены его типа и фациальной природы отмечается значи­
тельная неоднородность распределения его средних концентраций в
геологическом разрезе, отчетливо выделяются эпохи более активного
накопления органического вещества.
На рис. 7.5 -7 .8 показано распределение средних содержаний ор­
ганического углерода, интенсивности его накопления, а также запасов
Ра'НiеданН:ыt:
запасы нt:Фти.
JO~ r/го,1
1000
'"
Ра·1ш;:н1нные
\3П3СЫ H,JJI
10 8 j .f\:_1
Мш...:.а i
\!)' j ,j;JJ
-!
л1I
11
11
11
J\
/
1
J
1
1
1
1
1
1
Рис. 7.5. Изменение во времени среднего содержания в породах С0rг и массы
горючих ископаемых на единицу времени [Ранов, 1993]
Эволюция накопления органического вещества...
127
~
о
§
о.
о
§~<!)
~~о
u
~
§м
:s:
~
§
о.
<!)
s>.
8
~u
<!)
=-'
Q-a-- .
=~
~~"~ ::;
ii !i.
'-
i-i "
S:.~
2а
~2
~
!!~
,а~
l
:s:
=
~
<...
о.
о
О<:
ом
о
'-
----.....
о.<!)
=
~
-&
<!)
м
а•.
~
<!)
о.м
~
о.
.1
~
t··
<!)
:s:
=
<!)
о:<!)
[f
о.
"'u
~
о.
<!)
~u
<!)
=-'
:s:
~r;.
:s:
~о.
f-<
u
~
r..:
.;
=
~

128
Глава 7
N,
N,
N,
л:
Р,
IJ
1;
Р,
Р,
Р,
..
к,
л;
J,
~
~
J,
~
1,
т
J,
т
Р,
Р,
с,
с.
~
в,
в,
11,
Р,
Р,
s
t;
с,
"~
11111181
"
$
Q
В'ЕЗ'
s
G
001 Ql
$
10
111 10 411"1 .
Цl1
10
Рис. 7.7. Распределение мировых запасов горючих ископаемых (а) и скоростей
их накопления (б) по стратиграфическим подразделениям [Вышемирский, 1984]
1- уголь;2- нефть;3
-
газ; 4 - линия средних значений при равномерном
распределении запасов по стратиграфическим подразделениям
Масштаб для запасов: кубические корни из значений, определяющих мировые
запасы; для скоростей накопления: уголь - сотни т/год, нефть - т/год, газ - тыс. м 3/год
нефти, газа и угля по данным ряда авторов. Все эти данные, несмотря
на разные выборки, методики подсчетов и т.д., в целом совпадают.
Первые концентрированные массы Сорг известны уже с архея и
имеют возраст 3,5-3,7 млрд. лет. При этом в докембрии, по данным
Св.А. Сидоренко, устанавливается по крайней мере шесть глобаль­
но проявленных эпох развития подобных образований с датировкой
абсолютного возраста в 3,7-3,5; 2,8-2,6; 2,1-1,7; 1,0-0,7 и 0,65-0,6
млрд. лет [Сидоренко, 1984]. С.Г. Неручев и В.М. Бекетов [1984] в
этом интервале выделяют 8 подобных уровней, частично повторяя,
частично детализируя временнь1е интервалы развития подобных об­
разований: AR1 (3,7-3,5), AR2 (3,4-3,1), AR3-PR1 (2,7), PR1-P~ (1,9-
1,8), Р~-Р~ (1,6-1,5), R 1 -~ (1,3-1,2), ~-~ (1,0) и V (0,7-0,6) млрд.
лет. Отчетливо проявляется подобная неоднородность (цикличность)
и в фанерозое.
Относительные максимумы отмечены в венде-кембрии, верхнем
палеозое, особенно среднем девоне - нижнем карбоне, а по некото­
рым данным и в перми, верхней юре - нижнем мелу, неогене. В целом
Эволюция накопления органического вещества...
r-
,-,
1 '".;-\) \
--- ......... '
129
Рис. 7.8 . Интенсивность накопления ОВ, битумоидов, нефтей, газов и углей в
фанерозое. Пунктир - предполагаемая интенсивность нефте- и газонакопления до
разрушения залежей УВ с течением времени [Неручев, 1986]
в фанерозое выделено не менее 20 эпох накопления отложений, обога­
щенных органическим веществом (подробнее см. [Неручев, Бекетов,
1984]). Это фиксируется как по средним содержаниям органического
углерода, так и по интенсивности его накопления.
Показательно, что на эти же интервалы приходятся и максимумы
накопления концентрированных форм в виде угля, нефти и природ­
ного газа. При этом фациальные условия на:щшления органического
вещества, которые во многом определяют егр тип и вид горючих ис­
копаемых, неодинаковы для отдельных инfервалов. Так, девонский,
неогеновый и частично юрский максиму~~~ - это преимущественно

130
Глава 7
накопление сапропелевого вещества и соответствующий максимум
запасов нефти. Каменноугольно-пермский и частично юрский (точнее
нижнеюрский) пики - это в существенной мере гумусовая органика
и, соответственно, максимумы угленакопления, а частично и форми­
рования газов за счет генерации последнего углистым веществом при
катагенетической переработке, «метаморфизме» последнего.
7.5. Некоторые черты эволюции характера коллекторов
и природных резервуаров
Поскольку одним из важнейших производных органического ве­
щества являются углеводороды, которые к тому же в абсолютном
большинстве случаев содержатся в осадочных породах, интересно,
хотя бы кратко и конспективно, рассмотреть эволюцию тех свойств
и показателей осадочных пород и осадочных комплексов, которые
определяют саму возможность формирования залежей этих полезных
ископаемых, а именно - изменение во времени типов и строения при­
родных резервуаров и в качестве их элементов - типов пустотного
пространства слагающих их пород.
Эти вопросы очень кратко и схематично обсуждаются на примере
карбонатных отложений.
Эволюция типов природных резервуаров и типов коллекторов
тесно связана и с характером изменения карбонатонакопления во­
обще - сменой доломитовых толщ известковыми, появлением план­
ктоногенных формаций, изменением морфолого-генетических типов
рифов и т.д.
Типы пустот карбонатных пород по сравнению с таковыми для
пород обломочных значительно более разнообразны. Наряду с меж­
зерновой пористостью присутствуют каверны, неизмеримо большее
значение имеют трещины, и главное, имеются специфические для
данных ~юрод виды пустот. Используя широко распространенную в
западнои литературе классификацию [Choquette, Pray, 1970], кроме
отмеченных среди них выделяют и другие виды пустот по морфоло­
гии и происхождению.
1. Пористость внутри частиц (intraparticle). Термин отражает по­
ложение пустот, а не их генезис. Пустоты могут возникать в частицах
Эволюция накопления органического вещества...
131
(зернах, форменных элементах) до их осаждения и фиксации в осад­
ках, во время и после образования последних. Так, выделены внутри­
коралловые, внутрипеллетные и другие пустоты. Среди постседимен­
тационных к ним могут относиться, например, пустоты сверления. В
русском языке определенным эквивалентом могут быть внутрифор­
менные пустоты. В приложении к органическим остаткам, наиболее
частым в карбонатных породах - это внутрираковинные пустоты - ка­
мерки прижизненного обитания организмов.
2. Пустоты-укрытия, или пустоты-убежища (shelter), возникают на
стадии седиментации в результате того, что относительно крупные
элементы осадка препятствуют заполнению пространства под ними
более тонкозернистым материалом. Такие пустоты нередко возника­
ют под водорослевыми образованиями, раковинами и т.д. Размер их
обычно крупнее межзерновых пустот.
3. Первичная каркасная пористость (growth framework), возникает
в процессе биогенного формирования твердого скелета породы. Весь­
ма различна по морфологии и генезису. Например, может быть вну­
трикаркасная и межкаркасная. Чаще распространена в биогермных
породах, или, по западной терминологии - баундстоунах.
4.. Фенестральная (фенестровая) пористость (fenestral) - пусто­
ты первичные или образующиеся в результате разрыва сплошности
практически одновременно с осаждением. Такие пустоты образуют­
ся в известковых туфах, наслоениях цианобактериальных матов, при
горизонтальном расслаивании в процессе обезвоживания и т.д. Чаще
встречается в тонкослоистых отложениях межприливных и надпри­
ливных равнин; размер пустот обычно больше, чем размер пор между
зернами.
5. Пустоты шаблоны - молдик (moldic), возникают за счет изби­
рательного растворения и выноса вещества, причем образующаяся
полость наследует форму растворяющегося элемента, например, ра­
ковины, оолита и т.д.
6. Пустоты- ваг или вагги (vug, vuggy)-этo по сути дела неболь­
шие каверны выщелачивания, имеющие изометричную форму (при
соотношении осей в пределах 1:3), могут развиваться, в частности, из
пустот-шаблонов (молдик).
,
7. Межкристаллические пустоты Nntercristal) располагаются меж­
ду кристаллами примерно одного размера, практически всегда вто-

132
Глава 7
ричны, возникают в результате перекристаллизации и вторичной до­
ломитизации.
В дополнение следует указать, что кавернами считаются крупные
пустоты выщелачивания, которые могут развиваться из пустот ваг и
каналов.
Не обсуждая достоинства и недостатки данного подразделения,
правомерность или неправомерность считать его классификацией, от­
метим, что все эти пустоты выделяются и характеризуются на основе
достаточно разных критериев - морфологии (ваг, каналы, молдик),
соотношения с фрагментами породы (те же ваг и молдик), времени
и условий образования (фенестры, каркасная пористость и др.) и т.д.
Принципиально важно отметить, что выделено и реально суще­
ствует ряд пустот, связанных напрямую или очень тесно с первичной
структурой карбонатных пород, в том числе с различными биогенны­
ми образованиями.
В первом приближении пустоты карбонатных пород, в той или
иной мере связанные с органическими остатками и продуктами жиз­
недеятельности организмов, являются первичными. По систематике
Ф. Шокетта и Л. Прея - это пустоты между остатками организмов,
внутри остатков организмов, пустоты укрытия (шельтер), межкаркас­
ные пустоты, пустоты-шаблоны (молдик) и фенестральные пустоты.
Условность термина «первичные» связана с тем, что к ним от­
носятся и пустоты, формирование которых происходило явно после
седиментации, но само их происхождение, морфология и положение
столь же явно обусловлены первичными характеристиками породы.
Таковы, например, пустоты-шаблоны (молдик), которые образованы
растворением стенок изначально существовавших раковин в диа-, а
может быть и в катагенезе.
Каверны и трещины, равно как и межкристаллические пустоты,
возникшие при перекристаллизации и метасоматической доломити­
зации, - это отчетливо вторичные виды пустот.
Важно еще раз подчеркнуть, что многие, если не все виды пер­
вичных пустот определяются наличием и типом организмов - одной
из важнейших компонентов карбонатных пород. Уже это позволяет
полагать, что эволюция организмов и органического мира в целом
должна определять и изменение типов пустотного пространства кар­
бонатных пород в геологической истории Земли.
Эволюция накопления органического вещества...
133
Поскольку скелетная фауна появилась только в фанерозое, реаль­
но с ордовика, большинство типов первичной пористости - внутрира­
ковинные поры, пустоты-укрытия, межкаркасные пустоты, равно как
и пустоты-шаблоны (молдик) - присутствуют только в отложениях
этого возраста и отсутствуют в докембрийских образованиях.
Другие виды пустот присутствуют в породах по всей геологиче­
ской колонке, однако относительное значение их, видимо, не одина­
ково (табл. 7.3). Среди докембрийских карбонатных отложений, при
отсутствии скелетной фауны, весьма широко развиты остатки циано­
бактериальных сообществ, прежде всего в виде разнообразных стро­
матолитов - слоистых, столбчатых и т.д. Способы их образования
предопределяют появление практически синседиментационных ще­
левидных, часто неплохо латерально связанных друг с другом пустот,
которые в целом формируют пористость фенестрального типа. Дело в
том, что микробиальные пленки, где и осаждается карбонатный мате­
риал, сменяющие друг друга во времени, налегали одна на другую от­
нюдь не плотно; они изгибаются, соприкасаются в относительно огра­
ниченных по площади участках, при этом вне этих участков между
Таблица 7.3
Относительная распространенность различных типов пустот в отложениях
протерозоя и фанерозоя
Тип пустот
Протерозой
Фанерозой
Межформенные
+
++
Внутрираковинные
++
-
Пустоты-укрытия (шелтер)
++
-
Меж- и внутрикаркасные
++
-
Фенестральные
++
-
Пустоты-шаблоны (молдик)
++
-
Межкристаллические
++
+
В том числе метасоматической
++
доломитизации
-
Каверны
++
+
Трещины
++
+
Наличие одного крестика не означает незначительного развития данного вида пустот
в абсолютном исчислении. Это свидетельство относительно меньшего по сравнению
с общим количеством распространения пустот этого типа в отложениях данного
возраста в сопоставлении с таковым в отложениях иного возраста.

134
Глава 7
отдельными наслоениями и остаются пустые пространства - будущие
фенестральные пустоты. Практически одновременно разлагающаяся
в диагенезе мортмасса, количество которой было весьма велико, по­
ставляла значительные объемы газов. Последние дополнительно к
чисто седиментационным пустотам образуют и диагенетическую по­
ристость (диагенетические пустоты) подобного же - фенестрального
типа. Аналогичный тип пустотного пространства достаточно широко
развит и в нижнекембрийских отложениях, в частности на месторож­
дениях Восточной Сибири.
Целый ряд пустот, особенно вторичных - каверн, трещин, меж­
кристаллических, возникших при метасоматической доломитизации,
-
распространены в породах всех возрастов, однако, их относитель­
ное значение в общем балансе далеко не одинаково.
Поскольку в докембрии отсутствуют пустоты, образование кото­
рых в той или иной мере обусловлено скелетной фауной, то относи­
тельно возрастает роль других видов пустотного пространства, и пре­
жде всего каверн и трещин. Одновременно с широким развитием в
протерозое (а в значительной степени и кембрии) строматолитовых
пород с присущей им фенестральной пористостью при одновремен­
ном отсутствии других «первичных», связанных со скелетной фауной
видов пустот автоматически увеличивается относительное количе­
ство именно этого вида пористости.
Напротив, видимо, опять-таки относительно сокращается доля
межкристаллических пустот вторичных доломитов, поскольку в проте­
розое явно преобладают первичные биохемогенные, в том числе стро­
матолитовые доломиты, первичная пористость которых незначительна.
В фанерозое, особенно со второй его половины, доломиты подобного
типа развиты ограниченно и приурочены к относительно локальным
по площади отложениям осолоненных лагун, заливов и т.д. Напротив, в
это время относительно широко распространены вторичные метасома­
тические доломиты, при образовании которых и возникает часто значи­
тельная межкристаллическая пористость, а при сопровождающем этот
процесс перераспределении вещества формируются каверны.
Следует еще раз подчеркнуть, что отмеченное распределение ти­
пов пустот, во-первых, имеет сугубо относительный характер, и, во­
вторых, касается очень крупных подразделений - протерозой-фане­
розой, а в-третьих, имеет свою специфику в конкретных объектах и
Эволюция накопления органического вещества ...
135
зависит, к примеру, прежде всего от литологии пород. Так, микрозер­
нистые и пелитоморфные известняки, имеющие низкую и часто очень
низкую межзерновую пористость, одновременно наиболее подверже­
ны трещинообразованию. Таковы, например, верхнемеловые извест­
няки Северного Кавказа и Предкавказья, основной коллекторский по­
тенциал которых составляют именно трещины и, видимо в меньшей
степени,стилолиты.
Заслуживает внимания и дальнейшей разработки вопрос о типах
каверн в отложениях разного возраста. Формирование последних, как
известно, происходит в двух обстановках - поверхностного карсто­
вания и подземного выщелачивания уже погребенных отложений.
Первый процесс реализуется как в докембрийских, так и фанерозой­
ских образованиях, и его результаты, видимо, принципиально сход­
ны. Что касается второго, то при принципиальной однотипности про­
цессов их результаты в виде морфологии, размеров образующихся
каверн, их взаимосвязи и положения в пространстве могут быть в той
или иной мере различны. Дело в том, что фильтрация подземных вод
и, соответственно, выщелачивание происходит по пористым и про­
ницаемr;.1м породам. В фанерозое такие слои и прослои образованы
главным образом породами с первичным, обусловленным скелетной
биотой типом пустот, которые отсутствуют в докембрии. В последних
фильтрация и кавернообразование связаны, видимо, преимуществен­
но с трещинами. Однако положение это следует воспринимать как по­
становку вопроса и требует дополнительного изучения.
Таким образом, по характеру распространенности в отложениях раз­
ного возраста все виды пустот можно разделить на две большие группы:
-
пустоты, развитые только в образованиях одного возраста. К
ним относятся пустоты, образование которых обусловлено наличием
скелетной фауны;
-
пустоты, распространенные в карбонатных породах любого воз-
раста.
В свою очередь среди пустот второй группы выделяется три вида:
-
пустоты, представленные относительно более широко в проте­
розойских отложениях (каверны, трещины, фенестры);
-
пустоты, чаще встречающиеся в фанерозойских карбонатных
породах (межкристаллические при метасоматической доломитизации
и связанные с этим процессом каверны);

136
Глава 7
-
пустоты, развитие которых на настоящей стадии знаний кажется
относительно равным как в докембрии, так и в фанерозое (межкри­
сталлические пустоты перекристаллизации).
В целом следует отметить, что пустотное пространство фанера~
зойских карбонатных пород более разнообразно по сравнению с до­
кембрийским. Это определяется появлением скелетной фауны и свя'­
занными с ней видами пустот. По-видимому, одним из важнейших в
этом плане является межкаркасная пористость.
Определенным следствием этого является относительно большая
суммарная роль первичных пустот в фанерозойских отложениях, и
напротив, преобладание вторичных пустот в протерозое.
Переходя к объектам более высокого иерархического уровня -
природным резервуарам, надо отметить, что в общем виде главные
типы природных резервуаров - пластовый и его разновидности, мас­
сивный и литологически ограниченный, появились давно и характе­
ризуются сквозным, по крайней мере в фанерозое, развитием, однако
их количественное значение, вещественное выражение, типы слага­
ющих пород, тип и структура пустотного пространства и некоторые
другие показатели менялись, причем это связано с общей эволюцией
карбонатонакопления и карбонатных формаций в частности.
·
В течение всего фанерозоя существовали пластовые, обычно мно­
гослойные резервуары в платформенных формациях аридной зоны.
Вместе с тем, несколько менялись их фациальное положение, веще­
ственный состав и характер пустотного пространства. В палеозое,
особенно нижнем, достаточно широко развиты отложения приливно­
отливной зоны - тайдалиты, и прилегающей к ней себкхи [Кузнецов,
1997; Ginsburg, 1984]. Второй особенностью является наличие очень
широких уже собственно морских, хотя и весьма мелководных отло­
жений. В связи с этим площади распространения природных резер­
вуаров палеозоя также весьма обширны. При этом в тайдалитах об­
разуются резервуары с малыми мощностями проницаемых пластов, а
сами пласты относительно не выдержаны по простиранию [Кузнецов
и др., 1993]. В составе резервуаров весьма важную, а может быть
ведущую роль играют доломиты, в том числе постседиментацион­
ные, поэтому образование пустотного пространства в значительной
степени обусловлено процессами вторичной доломитизации. В ме­
зозое и кайнозое площади подобных мелководно-морских отложе­
ний существенно сокращаются, соответственно меньше и площади
Эволюция накопления органического вещества...
137
распространения природных резервуаров. Резко меняется их состав
-
доломиты либо отсутствуют, либо имеют сугубо факультативное
значение. Ведущими становятся органогенно-обломочные и оолито­
вые известняки с высокой первичной межформенной и в меньшей
степени внутрираковинной пористостью (месторождения юры, мела
и палеогена Ближнего и Среднего Востока).
Меняется во времени и характер рифовых резервуаров.
Нижнепалеозойские рифы имели сравнительно малую высоту и весь­
ма слабо выраженную фациальную зональность, поэтому резервуары
в них относительно простого массивного типа. Среднепалеозойские
рифы, и в частности девонские, имели более четкую фациальную
зональность и соответственно более сложное строение массивного
в целом природного резервуара со смещением зон улучшенных кол­
лекторских свойств к краевым частям. Верхнепалеозойские и более
молодые рифы нередко достигали в высоту более тысячи метров и
наряду с латеральными изменениями характеризуются вертикальной
неоднородностью, поэтому массивный резервуар имеет слоистое и
линзовид:но-слоистое размещение коллекторских пластов. Наряду с
изменениями характера строения меняется и относительная роль ри­
фовых резервуаров в общем балансе углеводородов - их значение
возрастает в более молодых отложениях [Кузнецов, 1988].
Массивные резервуары планктоногенных формаций вообще очень
историчны - они развиты лишь в верхнем мелу и низах палеогена.
Не исключено, что подобные резервуары могут формироваться и в
других планктоногенных толщах, образованных не кокколитофорида­
ми, а, например, планктонными фораминиферами. Правда, таких ре­
зервуаров почти не описано, да и развиты они будут лишь в молодых
отложениях.
В связи с малой изученностью литологически ограниченных ре­
зервуаров в глубоководных отложениях, естественно, мало известно
и об их эволюции. Вместе с тем, общая эволюция геологических про­
цессов, последовательный рост глубин водоемов позволяют думать,
что начиная с девона, откуда известны первые примеры, их значение
возрастает. Наличие значительных ресурсов УВ в миоценовой тол­
ще Монтерей свидетельствует в пользу подобного предположения.
Таким образом, на фоне сквозного развития пластовых резервуаров
со временем возрастает значение массивных и, видимо, литологиче­
ски ограниченных резервуаров.

Глава 8
МИКРОБИОЛИТЫ И ИХ ЭВОЛЮЦИЯ
В предыдущих главах была рассмотрена эволюция отдельных ти­
пов пород и их ассоциаций - формаций. В природе существуют мине­
ральные объекты разного вещественного состава, которые объединя­
ются общими механизмами образования. Одним из таких объектов и
являются формы, определяемые термином микробиолиты.
В истории науки, и геологии в частности, нередки случаи, или,
скорее, это даже закономерность, когда практически одновременно в
разных организациях и даже разных странах начинается с той или
иной степенью интенсивности изучение одного объекта, процесса
или явления. Одним из наглядных подтверждений этого и является
как раз проблема микробиального осадочного породообразования.
Работы по исследованию влияния бактерий на осадкообразование
появились еще в начале ХХ века (см., например, работы Г.А. Надсона
по микробиальному осаждению карбонатов [Надсон, 1903]), но более
или менее систематические исследования начались позднее.
Отдельные статьи по этой проблеме печатались с конца восьми­
десятых годов ХХ столетия, а в девяностых появились тематические
сборники, книги, специальные выпуски журналов, посвященные как
общей проблеме микробиального седиментогенеза, так и относитель­
но частным ее аспектам - пресноводным микробиолитам, нефтегазо­
носности и т.д. Интерес к проблеме стал всеобщим, или, по крайней
мере, охватил весьма широкий круг исследователей.
Геологии микробиолитов была посвящена специальная секция
«Микробиальные сообщества как геологические агенты» 32-й сес­
сии Международного геологического конгресса во Флоренции в 2002
году; эти вопросы рассматривались на 19 конгрессе Международной
ассоциации седиментологов в августе 2014 г. в Женеве; проведе­
ны отдельные более частные совещания и симпозиумы, такие как
«Микробиальные маты в силикокластических отложениях», «Гео-
Микробuолиты и их эволюция
139
бцология строматолитов» и др. Уже в настоящем столетии пробле­
ме нефтегазоносностимикробиолитов посвящены специальные кон­
ференции Английского геологического общества и Американской
ассоциации геологов-нефтяников; результаты последней изложены в
отдельном выпуске Бюллетеня Американской ассоциации геологов­
нефтяников.
Трудно переоценить важность и значение работ отечественных
специалистов Институтов палеонтологии и Микробиологии РАН в об­
ласти изучения геологической роли микроорганизмов [Бактериальная
палеонтология, 2002; Герасименко и др., 1999; Зайцева и др., 2006,
2007; Розанов, Жегалло, 1989; Ushatinskaya et al., 2006 и др.]. Краткий
обзор вещественного состава недавно выполнен А.И. Антошкиной
[2012]. Естественно, что последние исследования имеют отчетливо
биологический оттенок, собственно геологические работы в нашей
стране в этом плане пока менее развиты. Вместе с тем, роль микро­
организмов в осадочном процессе не только несомненна, но и чрезвы­
чайно велика. По сути дела возникает целое направление в изучении
осадочных процессов и осадочных пород - литология микробиоли­
тов.
Само становление подобной проблемы, видимо, во многом связа­
но с появлением новых технических возможностей исследований, и в
частности, обусловлено широким распространением сканирующего и
трансмиссионного микроскопов, микрозондового анализа и т.д.
Не затрагивая широкого спектра вопросов воздействия микробио­
ты на геологические процессы вообще, такие как почвообразование,
их роль в диагенетических процессах и т.д., настоящая глава по воз­
можности ограничивается лишь непосредственно вещественными
результатами ее жизнедеятельности, получившими название микро­
биолиты, и их эволюции в геологической истории Земли.
Сам термин «микробиолит» (microЬiolite) был введен Р. Бурне и
Л. Муром, которые определили его как органоосадочные образова­
ния, сформированные в результате взаимодействия донных микроби­
альных сообществ путем улавливания и/или локального химического
осаждения материала [Bume, Moore, 1987].
Понятие микробиолиты включает минеральные (породные) обра­
зования, прямо или опосредованно созданные достаточно широким
комплексом микроскопических организмов. Самыми массовыми ере-

140
Глава8
ди них являются прокариоты - на самых ранних этапах геологиче­
ской истории археи, а затем и бактерии, ведущими среди последних,
видимо, являются цианофиты; имеются также серные, пурпурные,
сульфатредуцирующие бактерии, и представители других групп ор­
ганизмов - лишайники, простейшие грибы и водоросли. Среди по­
следних, по-видимому, важными являются водоросли, которые, как
указывалось выше, описанны В.А. Лучининой [1988, 1990, 2009] как
кальцибионты, имеющие твердые известковые выделения, такие как
эпифитоны, ренальцисы, гирванеллы, хабаковии и др.
Принципиально важно заметить, что далеко не все представители
этой биоты являются фотосинтезирующими, хотя последние, особен­
но цианофиты, и частично низшие водоросли, видимо, преобладают,
а главное, имеют принципиально важное значение в соответствую­
щем биоценозе.
Забегая вперед, надо отметить, что осаждение твердого материала
происходит разными путями - непосредственным усвоением мине­
рального вещества и выделением его в твердой фазе в виде чехлов,
фиксации внеклеточным органическим материалом, а также создани­
ем локальной геохимической среды, способствующей переводу рас­
творимых соединений в твердую фазу, и наконец, механическим улав­
ливанием тонкого твердого материала органической слизью.
8.1. Вещественно-морфолоrическое выражение
микробиолитов
Рассматривая геологические формы нахождения микробиолитов,
можно в самом обобщенном виде выделить два главных морфологи­
ческих типа.
Первый тип - это различные слоистые образования, которые
включают в себя прежде всего строматолиты с их, в свою очередь,
морфологическим разнообразием, биопленки и более мощные био­
маты, где бактериально обусловленная микрослоистость не всегда от­
четливо выражена (рис. 8.1, 8.2).
Второй тип - это обособленные микробиальные образования.
Типичными и, видимо, наиболее распространенными представителя­
ми этого типа являются тромболиты, различные онкоиды, онколиты и
прочие подобные структуры (рис. 8.3).
Мuкробuолиты и их эволюция
141
Несколько слов о микробиальных разновидностях последней
группы.
Термин <<Тромболит» был введен Дж. Айткиным [Aitken, 1967],
который обозначил этим словом сгустки, сложенные микрозернистым
или пелитоморфным карбонатным материалом «криптоводорослево­
го», по сути дела микробиального происхождения, и который быстро
приобрел признание и широкое распространение. В отечественной
литературе подобные образования давно описывались как сгустки, а
более крупные - комки, и соответственно выделялись и описывались
сгустково-комковатые структуры карбонатных пород. Аналогичные
структуры отмечены и в фосфатных породах.
По-видимому, близки к этому типу, по крайней мере частично, об­
разования, описываемые как пеллеты, пелоиды и другие микросгуст­
ковые формы, хотя происхождение последних может быть и полиген­
ным, например, в форме копролитов.
В отличие от этих форм однородного внутреннего строения онко­
иды и онколиты- округлые, удлиненные, отчетливо концентрически­
слоистые образования, созданные бактериальными сообществами
обычно при перекатывании их по дну водоема, что и обусловливает
не очень правильную форму последних.
Все виды микробиальных образований этого типа могут в том или
ином количестве присутствовать в разных породах, они также обра­
зуют собственные породы соответствующей структуры, где обосо­
бленные бактериальные форменные элементы скреплены различным
по составу цементом - либо тем же, что и сами эти элементы, либо,
что, видимо, реже, иным. При этом сами форменные элементы при их
значительном количестве могут образовывать некое подобие каркасов
и формировать небольшие постройки и даже рифы. Тромболитовые
и онколитовые биогермы и рифы описаны в миссисипских (камен­
ноугольных) отложениях Арканзаса, верхней юре Алабамы, верхнем
девоне Белоруссии и верхней перми Германии и Литвы и других рай­
онах [Кузнецов, 1996; Кузнецов и др., 1984; Al Haddad, Mancini, 2013;
Webb, 1987].
Возвращаясь непосредственно к минеральному, точнее породно­
му, выражению микробиальной деятельности, надо отметить, что ве­
щественный состав подобных образований достаточно разнообразен.
Наиболее распространены микробиолиты карбонатного, причем
нередко магнезиального состава. В определенной степени это обу-

142
Глава 8
а
6
Ри с. 8.1 . Слоист ы е микробиолиты
а - строматолиты, силур, Эсто ния ; б
-
rли1шсто - карбонатные микробиол иты
в карбонатных отложениях, вен д-ке мбрий, С ибирская п латформ а; в - то же,
микрофотография; r - глинисто-карбонатн ые микробиоли ты в карбонатных
отложениях, нижний де вон, Тимано-Печорска я плита
Микробиолиты и их эволюция
143
в
г

144
Глава 8
а
б
Микробиолиты и их эволюция
145
в
Рис. 8 .2 . Микр обиота глини сто-карбонатн ых просло ев, ни жний девон , Тимано­
Псчорская плита (см. рис. 8.5 г)
а - обильные биоп ле нки, покрываю щие плотны е скоп л ения коккоидных
бактер ий; б - относительно крупный трубчатый остаток органи зма (а) в плотной
кокко и дной массе (б), камеры которого плотно заполнены кокками ( в); отмечаются
отпечат ки отдел ьны х кокко в (11) и хорошо образованные ромбовид ны е кри стал л ы
дол омита ( г) ; в - циан обакте риальная пленка с единичными остатками нитевидных
циа не й (а) и слепками фрамбоидов пирита (б)

146
Глава 8
а
б
Микробиолиты и их эволюция
147
в
г
Рис. 8.3 . Некоторые виды обособленных м икробиальных образований.
а - онкоиды и связы ва ющи е их микробиальные пленки , что в целом образует
каркас, в результате ч его формируются специфичес кие постройки , верхний девон ,
Белоруссия; б - то же, верхняя пермь, Литва; в
-
тромболиты - микроби альн ы е сгу­
стки п елитоморфного карбонатного м атериала, сцементирова н ы тонкокристалл и­
ческим кальцитом, нижний дево н , Тимано-П ечорс кая пл ита; г - ми кробиал ьные
сгустк и - тромболиты в тром болитово-губко вых рифах, верхняя юра, юго-запад­
н ая Германия . Масштабн ая линейка 5 мм. Фото любезно предоставле но доктором Б.
Лангом

148
Глава 8
словлено широким распространением карбонатов вообще, поскольку
они составляют по меньшей мере пятую часть осадочной оболочки
Земли. К тому же именно карбонаты наиболее чувствительны к из­
менениям кислотно-щелочных условий, которые во многом сами и
определяют.
Кроме чисто карбонатных образований, таких как наиболее рас­
пространенные известняки и доломиты и более редкие магнезиты,
микробиальные сообщества играют важную роль в формировании
фосфоритов (строматолитовые и пеллетовые фосфориты докембрия
и перми), частично кремнистых и некоторых других пород.
Поскольку одним из способов осаждения материала является
фиксация тонкого взвешенного в воде материала, микробиолиты не­
редко отличаются повышенной глинистостью, вплоть до образования
глинисто-карбонатных обогащенных органическим веществом пле­
нок и прослоев.
Микробиальные сообщества создают не только минеральное ве­
щество осадочных пород, но во многом определяют структуру и тек­
стуру образующихся пород. Таковы уже упоминавшиеся онколито­
вые структуры, строматолитовые текстуры карбонатных, фосфатных,
реже кремнистых пород.
Подобные строматолитовые текстуры имеются даже в таких су­
губо хемогенных образованиях, как гипсы. Галофильные бактериаль­
ные сообщества, обитающие в условиях очень высокой солености,
служили своеобразной матрицей, которая и определила соответству­
ющее строение химически осажденного сульфата кальция.
Микробиальные текстуры рассматриваются ныне как отдельная
категория осадочных текстур вообще [Noftkeetal., 2001].
8.2. Способы осаждения и обстановки формир~)Вания
микробиолитов
\
Механизмы осаждения и образования микробиолит/в, как уже
было сказано ранее, достаточно разнообразны.
Специальными исследованиями микробиологов показано, что
осаждение ионов, из которых затем образуются минералы, происхо­
дит на поверхности клеток внутри гликокаликса - внеклеточного по-
Микробиолиты и их эволюция
149
лимерного вещества, получившего даже специальную аббревиатуру
-
ВПВ (или международную EPS - extracellular polimeric substance),
причем само осаждение провоцируется небольшим сдвигом рН, и при
его повышении фиксируются преимущественно ионы магния. Само
по себе наличие соответствующей кислотно-щелочной обстановки -
это необходимое, но не достаточное условие; необходимо также на­
личие особого органического вещества, матрицы, на которой и осаж­
даются соответствующие карбонаты. Само же органическое вещество
со временем обычно разрушается. Таким образом, роль микробиоты
в осаждении карбонатов, и особенно магниевых, двояка - повышение
рН среды и генерация органического вещества, на котором и фикси­
руются ионы кальция и магния. Вообще, влиянию бактериальной дея­
тельности на осаждение магнезиальных карбонатов и формирование
непосредственно соответствующих кристаллических форм в самых
разных условиях и разными механизмами - через сульфатредукцию,
метанообразование и т.д., посвящена сейчас обширная литература
(подробнее см. главу 3) [Бактериальная палеонтология, 2002; Зайцева
и др., 2006, 2007; Garcia-Del-Curaetal., 2014; Thompson, Ferris, 1990;
Van Lithetal., 2003; Wartmann et al., 2000; Wright, 1997 и др.].
Сказанное не означает, что все доломиты являются микробиоли­
тами. Это свидетельство того, что микробиота определяет основные
условия осаждения магнезиальных карбонатов; лишь часть из них,
такие как, например, строматолиты, - настоящие микробиолиты.
Специальные исследования показали, что аналогичным образом
на гликокаклисе фиксируется и кремнезем. При этом, кроме самого
наличия его в растворе для осаждения необходимы относительно по­
ниженные значения рН [Герасименко и др., 2004; Ushatinskaya et al.,
2006].
Кроме такого глобального влияния на геохимическую обстановку
внешних геосфер микробиальные сообщества создают и относитель­
но локальные участки и зоны специфической геохимической среды,
которая, в свою очередь, определяет набор минералов, как будто за­
прещенный или по крайней мере никак не обусловленный условиями
среды осадконакопления.
Так, в битуминозно-глинисто-карбонатных прослойках - веще­
ственном, породном выражении былых микробиальных матов, суще­
ствовавших в морях среднеокеанической солености, а иногда даже в
опресненных и пресноводных водоемах - нередко обнаруживается

150
Глава 8
весьма своеобразный парагенезис - ассоциация доломита, иногда ан­
гидрита и часто пирита [Журавлева, 2013].
Подобная ассоциация логично объясняется трофической струк­
турой биопленки - цианобактериального мата, описанной Г.А. Завар­
зиным [2003], Л.М. Герасименко и Г.Т. Ушатинской [Бактериальная
палеонтология, 2002].
Верхний слой мата населен оксигенными фототрофами, генери­
рующими кислород, и, что важно в данном случае, утилизирующими
углекислоту, что ведет к повышению щелочности. Этому способству­
ет также то обстоятельство, что в аноксичных условиях нижележа­
щего слоя углерод образует не углекислоту, а метан, который и уда­
ляется из иловых вод. Общим следствием повышения щелочности
среды является осаждение карбонатов, в том числе магнезиальных,
образующих доломит. Ниже располагается слой пурпурных серобак­
терий, деятельность которых обусловливает генерацию гипса (анги­
дрита), формирование которого никак не связано с повышением соле­
ности до стадии осаждения сульфатов. Наконец, в основании биома­
та обитают сульфат-редуцирующие бактерии, создающие не просто
восстановительную, а именно сероводородную обстановку. Наличие
фрамбоидальных выделений пирита лишний раз подтверждает имен­
но бактериальную природу их образования, а не просто создание вос­
становительной среды за счет оксигенной деструкции мортмассы.
Близкая ситуация, хотя бы частично, и с накоплением фосфора.
Вопрос о механизмах микробиального осаждения фосфора рас­
смотрен в главе 6. Можно добавить, что «биологическому» осажде­
нию фосфора способствует, видимо, и более щелочная среда водое­
мов, где развита соответствующая биота.
Касаясь условий и обстановок формирования микробиолитов,
можно было бы предполагать, что «всюдность» бактер~й, казалось
бы, должна определять и повсеместное развитие проду!fгов их жиз­
недеятельности какими и являются микробиолиты. Само ~аличие ми­
кробиолитов свидетельствует о том, что это почти дейст~ительно так.
v
/
Если подоити к вопросу количественно и оцениватьμаиболее рас-
пространенные формы микробиолитов и их массу, то области образо­
вания и развития последних сужаются и, что немаловажно, меняются
во времени.
По-видимому, количественно наиболее важными являются стро­
матолитовые и микробиально-сгустковые образования, а также раз-
Микробиолиты и их эволюция
151
личные биопленки и биоматы. Учитывая эти формы, можно отметить,
что в протерозое и начале палеозоя микробиолиты формировались
на дне обширных мелководных, и прежде всего эпиконтиненталь­
ных, морей в условиях средней для того времени солености. С на­
чала фанерозоя их формирование все более локализовалось в менее
благопрятных для уже возникшей высокоорганизованной биоты об­
становках литорали и прилегающих к ней сублиторали и супралито­
рали, нередко с нарушенным относительно среднеокеанического ги­
дрологическим, или, точнее, гидрохимическим режимом. Несколько
особняком располагаются области образования таких биохемогенных
по механизму формирования структурных элементов, как оолиты и,
видимо, хотя бы частично, онколиты. В массе своей это морские обра­
зования, причем разной солености - современные оолиты образуются
на мелководье Северного Каспия с его резко пониженной соленостью,
на внутриокеанических отмелях со среднеокеанической соленостью
покрывающих их вод, а также в резко осолоненных лагунах. Выходя
за пределы океанов, подобные формы образуются и в ультрасоленых
озерах. В определенной, а может быть и весьма высокой степени ми­
кробиальными являются субаэральные известковые туфы и траверти­
ны [Capezzuoli et al., 2014].
Наконец, имеется еще одна, нередко весьма специфическая об­
ласть образования подобных структур. Дело в том, что при преоб­
ладании среди микробиоты фотосинтезирующих организмов име­
ются и хемосинтезирующие, для которых солнечный свет не явля­
ется обязательным условием существования. Подобные организмы,
видимо, определяют формирование пещерных оолитов (скорее, все
же, видимо, онколитов), частично натечных форм и, как сейчас вы­
ясняется, «биологически индуцированной» синседиментационной и
раннедиагенетической цементации, в частности, в форме различных
крустификационных образований [Антошкина, Пономаренко, 2014].
Последняя достаточно часто развита в рифах, где между веточками
колониальных организмов (кораллов, мшанок и др.), а также других
организмов, как, например, тубифитесов, в том числе в темноте, про­
исходит обрастание их крустификационными каемками, что суще­
ственно, а иногда (в случае с тубифитесами) и кардинально повыша­
ет их прочность и волноустойчивость (рис. 8.4). Подобное массовое
развитие инкрустаций даже считается одним из диагностических
свойств рифов [Шуйский, Мухина, 1968; Решения .. " 1968].

152
пюва 8
а
Рис . 8.4 . Обрастан и е тончай ш их хруnких трубочек тубифитесов бактериальными
nленкам и , на которых, в свою очередь, формируются крустификационные кае мки , что
резко nовышает nроч ность трубочек и создает устойчивый каркас. Микрофотография
nр и одном (а) 11 скрещен н ых (б) н и колях, нижняя nермь, Приуралье
Микробиолиты и их эволюция
153
б

154
Глава 8
8.3. Черты эволюции микробиального
породообразования
Не касаясь систематики и подразделений микроорганизмов, и
прежде всего прокариот - главных строителей микробиолитов, надо
повторить, что они были первыми организмами на Земле, многие из
них проявляют чудеса постоянства, в том числе морфологического,
на всех этапах геологической истории Земли и в том или ином виде
существовали в течение всей геологической истории или по крайней
мере в течение 3,5 млрд. лет и существуют нередко, повторим, прак­
тически в неизменном виде до настоящего времени.
Создалась в некоторой степени парадоксальная ситуация - при,
казалось бы, достаточно стабильном составе микробиоты эволюция
микробиолитов все же отмечается. Дело, видимо, в том, что микро­
биота - лишь один, хотя и важный, компонент органического мира.
Развитие последнего в целом предопределило и изменение количе­
ственных соотношений и соответственно значения микроорганизмов
и иной биоты, что и обусловило эволюцию микробиолитов, в какой­
то степени их форм и минерального состава.
Различного типа микробиальные образования присутствуют по
всему геологическому разрезу начиная с архея, но намечается и неко­
торая неравномерность их развития. Говорить о каком-либо специаль­
ном и целенаправленном исследовании пока не приходится, но пер­
вые наметки имеются, и полученные результаты вроде объяснимы.
Спецификой архея и раннего протерозоя, видимо, было наличие и
даже, возможно, преобладание микробиолитов кремнистого состава,
в том числе в виде первоначальных строматолитов [Hofщann et al"
1999; Nijman et al., 1999]. Не исключено, что этому сп(собствовала
также кислая в целом геохимическая среда, посколъК)/' позднее она
сменилась щелочной, в которой кремнезем относител!но легко рас­
творяется, и соответственно такая обстановка не бла оприятна для
его осаждения. Кремнистые организмы широко развит 1 и в протеро­
зое [Сергеев, 2006], но собственно микробиолиты относительно ред­
ки или практически исчезают.
Самое массовое развитие карбонатных микробиолитов в виде
строматолитов, этих своеобразных биоседиментарных структур, при­
ходится на средний и поздний протерозой, когда другой биоты по
Микробиолиты и их эволюция
155
су:ги дела не было, или она была в зачаточном состоянии и крайне
незначительна и обитала в других обстановках (см. ниже).
Ситуация кардинально изменилась с появлением и развитием вы­
сокоорганизованной биоты.
Эта биота вытеснила микробиальные сообщества в менее благо­
приятные экологические условия литорали, суб- и супралиторали, в
водоемы с аномальной относительно среднеокеанической солено­
стью. Параллельно это привело к общему сокращению суммарного
количества микробиальных образований и «замену» их породами, ко­
торые обычно называют биогенными. Последнее в наибольшей сте­
пени касается карбонатных пород. Повторим, что одновременно про­
исходила смена одних карбонатных пород другими, а именно - магне­
зитов и доломитов известняками. Подобное изменение минерального
состава касается в основном строматолитов и различных микроби­
альных пленок. Одновременно относительно большее развитие по­
лучили микробиальные образования в виде тромболитов, многие из
которых, если не большинство, формировались в обстановках морей
среднеокеанической солености.
Аналогичным образом эволюционировали фосфатные микробио­
литы - строматолитовые образования сменились пеллетовыми.
Наряду с этой генеральной - однонаправленной, линией наме­
чается и, правда очень слабая, неравномерность этого развития, пе­
риодическое появление и развитие микробиолитов после глобальных
биологических кризисов.
В ряде случаев установлено, что после, по крайней мере некото­
рых, биотических кризисов и массовых вымираний биоты (massex-
tinction) первыми и в достаточно значительных количествах появля­
ются именно микробиальные образования. Такое явление отмечено
на границе перми и триаса, после франско-фаменского вымирания
(Kelwasserevent), меньше после позднеордовикского события - оле­
денения [Kershaw et al., 2014]. В определенной степени к этим же ин­
тервалам приурочено развитие некоторых типов бескаркасных рифов,
а именно - микробиальных «иловых холмов» (mudmound) - конец ор­
довика, фамен - начало карбона (уолсортские фации), а также онколи­
товых и тромболитовыхотложенеий и морфологически выраженных
построек [Кузнецов, 1996].
Второе важное обстоятельство - неравномерность развития, неко­
торое отступление, своеобразный ренессанс докембрийских условий

156
Глава 8
и типов отложений в перми. Эта эпоха характеризовалась определен­
ной активизацией накопления доломитов и микробиальных фосфо­
ритов
Таким образом, намечается несколько сторон эволюции микро­
биолитов.
Во-первых, в истории Земли происходит некоторое относитель­
ное сокращение кличествамикробиолитов по отношению к другим
типам осадочных отложений, прежде всего необломочного (песчано­
глинистого) происхождения.
Во-вторых, намечается смена областей и обстановок формирова­
ния микробиолитовот обширных морских бассейнов к прибрежным
зонам - литоралям, суб- и супралиторалям, лагунам, озерам и прочим
подобным обстановкам, часто с «аномальным» солевым режимом.
В-третьих, намечаются определенные изменения типов микро­
биолитов - если в докембрии абсолютно преобладали строматолиты,
то в фанерозое их количество последовательно сокращается и щш
сменяются микробиальными пленками, обособленными образовани­
ями типа тромболитов, пеллет и т.д.
Наконец, в-четвертых, происходят определенные изменения и в
их минеральном составе. Так, практически исчезли, или по крайней
мере редки, кремнистые строматолиты, отчетливо сменился состав
карбонатных микробиолитов.
Глава 9
НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ЧЕРТЫ И
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЭВОЛЮЦИИ
ОСАДОЧНОГО ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ
Эволюция осадочного процесса и соответственно осадочного по­
родообразования обусловлена общей эволюцией Земли как геологи­
ческого тела и одновременно является одной из форм, одним из про­
явлений этой «всеобщей» эволюции.
Обобщая и частично повторяя изложенные выше материалы по
эволюции образования отдельных типов пород и их ассоциаций, мож­
но наметить некоторые общие черты эволюции осадочного процесса
и осадочного породообразования в целом.
При этом представляется полезным рассмотреть несколько аспек­
тов проблемы:
-
обсудить специфику эволюции геологических систем разного
уровня организации;
-
обсудить причины эволюции осадочного породообразования, их
соотношения друг с другом, и на основе анализа результатов самой
эволюции попытаться реконструировать изменения обстановок на по­
верхности Земли;
-
выделить и кратко охарактеризовать основные этапы осадочно­
го породообразования в истории Земли и их соотношения с развитием
органического мира;
-
и наконец, кратко коснуться периодичности осадочных процес­
сов, осложняющих направленное эволюционное развитие.
При этом, естественно, могут быть и будут определенные пов­
торы.

158
Глава 9
9.1 . О специфике эволюции геологических систем
разного уровня организации
Анализ приведенных выше данных позволяет выделить две важ­
ные особенности эволюции, а именно, разный характер эволюции
объектов - систем разной сложности, разного уровня организации и
частично ускорения эволюции во времени, то есть в течение геологи­
ческой истории.
Объектом настоящего исследования явились системы разного
уровня организации - горные породы и в большей степени их ассо­
циации - формации, а также частично, попутно
-
атмо- и гидросфера,
частично представители органического мира.
Основные примеры эволюции рассмотрены в предыдущих главах
и здесь описаны, если можно так выразиться, лишь некоторые обоб­
щения с отсылкой к ранее изложенным фактам.
Анализ эволюции систем разного уровня организации в интерва­
ле геологического времени порядка 3,5--4,0 млрд. лет показывает, что
скорость и, главное, интенсивность изменчивости, эволюции относи­
тельно невелики в объектах низкого уровня сложности и возрастают
в системах более сложной организации.
Геология в широком смысле слова имеет дело с материальными
объектами разного иерархического уровня. Геохимия изучает исто­
рию атомов химических элементов, минер~огия - закономерные
ассоциации этих элементов как продукты ;{риродных химических
реакций, петрография - горные породы каf'закономерные сочетания
минералов, и наконец, другие разделы геq&]огии - более сложные со-
общества горных пород - геологические формации.
.
В течение геологической истории изменений характера атомов,
их количества и соотношений, по крайней мере основных по распро­
страненности из первых декад, то есть содержащихся в количестве
процентов - О, Si, Al, Fe, Са, Na, К, Mg, Н - практически не проис­
ходит. Подчеркнем, что вопрос стоит не о формах нахождения эле­
мента в составе соединений, которые могут резко меняться (особенно
это проявляется у кислорода), а о строении атома и частично распро­
страненности данного элемента. Исключения составляют радиоак­
тивные элементы и радиоактивные изотопы. Однако количественно
они составляют ничтожную часть внешних геосфер. Напомним, что
Некоторые общие черты и закономерности эволюции."
159
кларк урана в земной коре составляет 2,4-1 О-4 %, кларк тория 1,3·1 О-3 %.
Относительно велика доля радиоактивного изотопа калия 40К, един­
ственного из породообразующих элементов. Вместе с тем, при кларке
калия 2,5% и доле этого изотопа 0,01 % изменение количества этого
элемента в геологической истории в общем очень невелико.
Примерно аналогична ситуация со следующим уровнем органи­
зации костного вещества - закономерным сочетанием атомов
-
мине­
ралами.
Опять-таки речь идет о наиболее распространенных, и прежде
всего породообразующих минералах. Кварц, минералы группы поле­
вых шпатов и слюд, пироксены и амфиболы, кальцит и доломит по
своему составу и свойствам практически неизменны в течение всей
геологической истории.
Совершенно иная картина с эволюцией следующего уровня орга­
низации геологической материи - горными породами, и особенно их
ассоциациями - геологическими формациями.
Сама эволюция формаций рассмотрена в предыдущих главах, по­
этому только некоторое напоминание.
В течение геологической истории даже при однотипном мине­
ральном составе происходят изменения строения карбонатных пород.
В протерозое широко распространены строматолитовые структуры
как доломитов, так и известняков. В фанерозое ведущими становятся
биогенные - собственно биоморфные и чаще биокластовые структу­
ры, причем состав породообразующих организмов также меняется. В
мезозое и кайнозое кроме преобладающих бентосных значительную
роль играют нектонные и планктонные организмы.
Если изменения относительно «простых» мономинеральных по­
род, какими являются породы карбонатные, сравнительно невелики,
то изменения более сложных полиминеральных пород, каковыми яв­
ляются породы обломочные, более существенны.
Так, происходит последовательная смена состава песчаных по­
род от граувакк к аркозам, далее олигомиктовым и, наконец, моно­
минеральным кварцевым. Это не означает полного исчезновения
тех или иных пород начала списка. Меняются, причем существенно,
лишь их количественные соотношения. Среди песчаных пород име­
ются и экзотические примеры почти мономинеральных некварцевых
пород, например глауконитовые аптские песчаники Львовской об­
ласти Украины, где содержание этого минерала достигает 90%, или

160
Глава 9
современные гипсовые пески Уайт Сандз пустыни Джипсум Вэлли
в штате Нью-Мексико США, некоторые каменноугольные песчани­
ки Прибалхашья, содержание полевых шпатов в которых достигает
80-95%. Ясно, однако, что подобные исключения никак не опровер­
гают общего правила - последовательного в течение геологической
истории возрастания относительного количества зрелых, то есть оли­
гомиктовых и мономинеральных песчаных пород.
Происходит изменение минерального состава бокситов, последо­
вательная смена диаспор-бёмитовых бокситов бёмит-гиббситовыми,
а затем почти чисто гиббситовыми. Существенно меняются во време­
ни структурно-генетические типы фосфоритов.
Существенно более значительна эволюция на уровне крупных па­
рагенетических ассоциаций пород - формаций.
К примеру, красноцветные формации сложены в основном
песчано-глинистыми породами, и состав их обломочной части, как
правило, полимиктовый и полевошпатово-кварцевый и относительно
постоянный. Однако при этом важные факультативные компоненты
таких формаций, которые как раз и определяют тип формации, ука­
зывают на их различия в гумидной и аридной климатических зонах и
эволюцию последних.
В целом можно говорить о наличии по крайней мере четырех ти-
пов эволюции формационного уровня.
Во-первых, существуют группы формаций или даже отдельные
формации сквозного практически по всей геологической истории раз­
вития с теми или иными изменениями как в о;'.f\ельных формациях,
так и особенно в группах формаций. Так, ~·протяжении всей гео­
логической истории Земли существовала гifуппа терригенных форма­
ций, однако развитие отдельных ее типов {)ыло неоднозначно.
К примеру, по крайней мере в пределах континентального блока
в неогее сокращается объем морских песчаных и песчано-глинистых
формаций. В противоположность этому роль моласс возрастала.
Аналогична ситуация с группой карбонатных формаций. Оставляя
за пределами рассмотрения архей, реконструкции которого слишком
общие, отчетливо видно, что доломитовые и частично магнезитовые
формации эпиконтинентальных бассейнов последовательно сме­
нялись известняковыми, а примерно с середины палеозоя наряду с
бентоногенными в целом мелководными появились глубоководные
нектоно-планктоногенные формации, которые в конце мезозоя и кай-
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
161
Щ)ЗОе стали практически ведущими. Повторим, что подобная смена
формаций в значительной степени обусловлена, с одной стороны,
эволюцией карбонатосаждающих организмов, а с другой - тектониче­
скими причинами. Так, господство цианобактерий в среднем и позд­
нем протерозое создало геохимические обстановки, способствующие
формированию доломитовых формаций; появление массового план­
ктона в виде кокколитофорид, планктонных фораминифер и др. стало
важным фактором широкого развития и распространения планктоно­
генных формаций. Последнее явилось также следствием глобальных
тектонических изменений - расширением и прогрессирующим уве-
.личением глубин океанов.
Во-вторых, имеются формации, если можно так выразиться «од­
номоментного» развития, то есть формировавшиеся лишь в опреде­
ленные периоды геологической истории, в относительно узких стра­
тиграфических интервалах, хотя в абсолютном значении время их
существования могло быть и весьма длительным. Наиболее ярким
примером является железисто-кремнистая формация джеспилитов,
формирование которой приходится на конец архея - начало протеро­
зоя, и образование которой практически прекратилось с появлением
и массовым развитием цианобактериальных сообществ и обуслов­
ленной их жизнедеятельностью щелочной геохимической средой.
Аналогичны ордовикско-силурийская формация ракушечных фосфо­
ритов, верхнемеловая формация писчего мела.
В-третьих, существуют формации, исчезающие в течение геоло­
гической истории. Таковы красноцветные аллохтонные формации гу­
мидной зоны, последние представители которых отмечены в нижнем
девоне. В девоне же закончилось образование морских углеродистых
кремнистых формаций. После перми не отмечено образования пла­
стовых микрозернистых фосфоритов. Их практически глобальное
развитие приходится на венд-кембрий и как отголосок - в перми в
виде формации Фосфория и ограниченного ряда крайне мелких про­
явлений. Аналогично, практически только в протерозое развиты мощ­
ные магнезитовые толщи, а в конце палеозоя отмечается лишь коли­
чественно незначительное их повторение.
Наконец, в-четвертых, наряду с исчезающими имеются и нарож­
дающиеся, вновь возникающие формации, причем их спектр даже
более широк. Таковы, например, угленосная, автохтонная гумидная
красноцветная, появившиеся в девоне-карбоне, желваковых фосфо-

162
Глава 9
ритов юры, опоковая, латеритных бокситов, появившиеся в позднем
мелу и развитые практически только в кайнозое и др.
С определенной степенью условности к этой категории можно от­
нести и соленосные формации, появление которых относится к ри­
фею.
К примеру, со временем последовательно усложняется и расши­
ряется набор пород эвапоритовых формаций. В рифее появляются
горизонты сульфатов кальция, в венде - каменных солей, в перми
-
калийно-сульфатные породы. Одновременно более существенно из­
меняются другие, уже собственно формационные, показатели - типы
бассейнов соленакопления и строение самих соленосных серий.
Палеозойское соленакопление локализовалось в относительно не­
большом количестве (числе) бассейнов, но огромных по площади, где
накапливались весьма крупные объемы солей. При этом многие бас­
сейны изначально были глубоководными, где формировались моно­
циклические гомогенные соленосные толщи. В мезозое число бассей­
нов увеличилось, а их размеры сократились, существенно возросло
количество мелководных бассейнов с гетерогенными полицикличе­
скими соленосными толщами. В кайнозое эта тенденция еще более
усилилась.
В целом изменение типов пород и формаций - факт достаточ­
но известный, изученный и в обобщенной форме суммирован А.Б.
Роновым в виде известного графика (рис. 9.1).
Подобная картина - относительное постоянство состава и свойств
минералов и одновременно эволюция состоящих из них формаций
отмечается и в группе магматических обра~еfшний. Эволюция маг­
матизма и магматических формаций доо/аточно подробно изучена
[Богатиков, Коваленка, 1989; Богатиков И'др., 1989; Магматические""
1987].
Так, в геологической истории в целом отмечается общее сниже­
ние магматической активности, причем площадные ареалы магматиз­
ма сменяются линейными. При этом устанавливается изменение со­
става магматических пород и последовательное расширение спектра
магматических формаций, когда к древнейшим толеит- и известково­
щелочным перидотитовым коматиитам и связанным с ними базаль­
там последовательно добавляются, а частично и замещают их более
многочисленные формации субщелочных и щелочных пород, а затем
и кислых гранитоидов. Происходит смена относительно примитив-
%
f!JO
lS
ЛJ
2.f
ll
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
163
Рис. 9.1. Изменение во времени распространенности важнейших групп
фанерозойских формаций в осадочной оболочке континентов [Ронов, 1993]
ного слабо дифференцированного коматиит-базальтового магматизма
все более дифференцированным, то есть развитие и усложнение маг­
матического процесса. Другими словами, происходит не только смена
одних магматических формаций другими и форм их проявления (пло­
щадных на линейные), но, что более важно, возрастает разнообразие
и происходит их усложнение.
Аналогичная тенденция проявлена и в эволюции атмо- и гидрос­
феры. Изменение соотношений основных молекул обусловило прин­
ципиальное изменение свойств этих сред и соответственно влияния
их на осадочный процесс.
При этом изменение состава атмосферы и достижение ею совре­
менного состояния происходило с ускорением, что очень четко фик­
сируется, например, по истории оксигенезации. Первые признаки

164
Глава 9
появления кислорода отмечены на уровне 3,2-3,4 млрд. лет, но по­
скольку он сразу же утилизировался за счет окисления поливалент­
ных элементов, факт этот зафиксирован именно по изотопным соот­
ношениям, а также появлением сульфатов. Содержание свободного
кислорода в атмосфере в количестве 0,1% от современного (точка
Юри) было достигнуто в раннем протерозое - 2200-2300 млн. лет на­
зад. Содержание кислорода в 1% (точка Пастера), когда произошла
смена анаэробного брожения энергетически неизмеримо более вы­
годным окислением при дыхании - на границе среднего и позднего
рифея (1000-1200 млн. лет), а появление озонового экрана (10% от
современного - точка Беркнера-Маршалла)
-
в ордовике - раннем
силуре (~420-450 млн. лет) [Соколов, 1986]. Другими словами, если
на первые принципиальные изменения требовалось 1,0-1,1 млрд. лет,
то на последнее - 550-750 млн. лет.
Близкая и, видимо, даже более отчетливая картина - постоянство
или крайне медленная эволюция простейших организмов и неизмери­
мо более интенсивная более высокоорганизованных - наблюдается и
в органическом мире.
Первые бактериеморфные организмы типа архей практически без
изменений существуют примерно 3,5-3,8 млрд. лет. Удивительную
стабильность, постоянство демонстрируют цианобактерии. Появив­
шись примерно 3,5 млрд. лет тому на~ад, они практически без каких-
~
"
либо изменении существуют до настоящего времени, сохранив даже
те же морфологические черты. __
'
По-видимому, достаточно слабо, по крайней мере морфологиче­
ски, эволюционировали некоторые многоклеточные бесскелетные ор­
ганизмы типа современных медуз. Так, остатки подобных мягкотелЬ1х
организмов описаны уже в докембрии.
Интересно, что даже в пределах одного типа брахиопод более
просто организованные лингулиды класса беззамковых существуют
без принципиальных изменений не менее 500 млн. лет, в то время как
более сложные замковые не только активно эволюционировали, но и
на границе перми-триаса практически вымерли, или, точнее, резко
сократилось их разнообразие.
В эволюции органического мира наблюдаются две важные осо­
бенности. Во-первых, происходит значительное расширение разноо­
бразия организмов. Это отчетливо иллюстрируется «древом жизни»
организмов в целом и отдельных групп, особенно на уровне типов,
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
165
которые приведены в любом учебнике палеонтологии. Во-вторых,
ускоряется темп эволюции биоты. Эта особенность отчетливо и совер­
шенно объективно проявилась в выделении трех основных эр фанеро­
зоя. Палеозойская, мезозойская и кайнозойская эры были объективно
выделены на основе эволюции и смены групп фауны без каких-либо
данных об их длительности. С появлением методов абсолютного да­
тирования выяснилось, что каждая последующая эра короче предыду­
щей - 291, 186 и 65 млн. лет соответственно. Аналогичная картина и
в протерозое, продолжительность каждого из трех его подразделений
короче предыдущей, но, добавим, длительнее фанерозойских - 900,
600 и 450 млн. лет соответственно для палео-, мезо- и неопротерозоя.
Таким образом, особенностью эволюции внешних оболочек Земли,
включая населяющую их биоту, является, с одной стороны, ускорение
скорости эволюции со временем, и, с другой, относительная стабиль~
ность составных элементов сложных систем, равно как и сравнитель­
но простых систем, при значительной изменчивости систем сложных.
При этом ведущим фактором этой эволюции, особенно эволюции оса­
дочного процесса и осадочного породообразования, а также атмо- и
гидросферы, видимо, был феномен жизни - ее появление и развитие.
Небольшое отступление от основной - геологической, тематики.
Автор не является специалистом в области общественных наук, од­
нако берет на себя смелость высказать предположение, что две опи­
санные характерные черты эволюции материального мира присущи и
развитию человеческого общества.
Не будет большим открытием сказать, что происходит ускорение
развития человечества, сокращение длительности этапов, характери­
зующих изменение способов производства и производственных от­
ношений.
Мезо-неолитическое общество каменного века, существующее
преимущественно за счет пассивного использования природных про­
дуктов, - сбора дикорастущих растений, охоты и т.д., существовало
по крайней мере 7-9 тысяч лет.
Становление и развитие сельскохозяйственного и минимальных
технических производств обусловило существование рабовладельче­
ских, а позднее феодальных (по крайней мере в пределах европейской
и средиземноморской цивилизации, поскольку феодализм европей­
ского типа в других цивилизациях отсутствовал) обществ, которые
продолжались соответственно 3-4 и около 1,5 тысяч лет.

166
Глава 9
Новое время характеризуется мануфактурным производством,
промышленной революцией, становлением индустриального, а затем
стремительно и постиндустриального общества, общества информа­
ционных технологий, цивилизацией знаний. О возрастающем значе­
нии знаний свидетельствуют и некоторые чисто материальные показа­
тели. Так, в США в стоимостном выражении продажи, в том числе на
экспорт, компьютеров («железо») сменились реализацией программ­
ных продуктов («Софт»), которая, в свою очередь, сменяется доходами,
получаемыми в качестве платы за обучение, и прежде всего высшее.
Несколько иную, но принципиально близкую периодизацию
истории, также основанную на изменении принципов производ­
ства, приводит Л.Е. Гринин [2007]: охотничье-собирательный,
аграрно-ремесленный, промышленный и научно-информационный.
Длительность каждого периода последовательно и с ускорением со­
кращается: 30 000-9400-525 лет, и последний, который, по автору, на­
чался в 1955 г. и продлится всего 130-150 лет.
Именно цивилизация знаний является, видимо, аналогом (или
предтечей) ноосферы В.И. Вернадского. Международная программа
устойчивого развития, которую обычно отождествляют с ноосфе­
рой, видимо, лишь одна «технологическая» часть общества знаний.
Проблема ускорения развития человеuеского общества отнюдь не
нова. Важно, что общий уровень знанЙ:й человечества неизмеримо
вырос и продолжает с ускорением возра~тать.
Как отметил Б.Г. Юдин [2006], цитируя одного из авторов термина
«общество знаний», оно меняет природу труда, высшего образования
и сам способ существования самого общества как сложной взаимос­
вязанной системы. Он точно сформулировал положение о том, что в
таком обществе « ... получение и применение знаний, прежде всего
научных, определяется не только соображениями экономической эф­
фективности, но и тем, что они в самых разнообразных формах входят
в повсеместную жизнь "рядовых" людей», а сами знания становятся
важнейшим социальным ресурсом [Юдин, 2006, с. 587].
На наших глазах в течение последних полутора-двух десятилетий
мировые нефтегазовые компании по всем экономическим показате­
лям уступили первые места компаниям ИТ -сектора.
Что касается составных элементов человеческого общества - не­
посредственно человека как отдельного индивидуума, то его эво­
люция далеко не столь очевидна. Чисто биологическая эволюция от
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
167
нашего непосредственного предка кроманьонца до современного ин­
дивидуума практически отсутствует. Вопрос может стоять лишь об
интеллектуальном развитии.
Можно с полным правом утверждать, что знания любого совре­
менного старшеклассника об окружающем нас мире неизмеримо бо­
лее обширные и глубокие, чем у «отца всех наую> Аристотеля. Другой
вопрос - умнее ли он Аристотеля, то есть способен ставить вопросы,
формулировать проблему, «видеть» факты, которые до него не были
известны, добывать их, а главное - анализировать, соответствующим
образом систематизировать и делать обоснованные выводы. Исходя
из принципов политкорректности, оставим ответы на этот вопрос на
усмотрение читателя.
Таким образом, в развитии человеческого общества имеется су­
щественное отличие от природных систем, особенно костной мате­
рии, неживой природы. В последней эволюция системы не влияет на
эволюцию составных ее элементов. Так, породообразующие минера­
лы активно эволюционирующих геологических формаций остаются
постоянными и не меняют своих свойств. Изменение состава атмос­
феры не изменяет свойств слагающих ее атомов и молекул. В обще­
ственных системах существует и реализуется своеобразная обратная
связь. Получение какого-либо нового знания одним или группой ин­
дивидуумов практически мгновенно становится достоянием всего
общества, а уже оно столь же быстро доводит его до каждого свое­
го члена. Именно это обусловило превращение Ното erectus в Ното
habllis, затем и в Ното sapiens.
Видимо, не только биологическое, но и интеллектуальное разви­
тие человека как особи, индивидуума ограничено. На первый план
вышло развитие всего общества как сложной системы, которое, в
свою очередь, и определяет интеллектуальный уровень и его рост у
слагающих его индивидуумов.
9.2. Причины эволюции осадочного породообразования
и реконструкция изменений обстановок на поверхности
Земли
Рассматривая вопрос о причинах эволюции осадочного процесса,
со значительной долей условности и явным упрощением, среди веду-

168
Глава 9
щих факторов, влияющих на осадочный процесс и определяющих его
эволюцию, можно указать тектонику и магматизм, точнее - их эво­
люцию, изменение в геологической истории типов и состава пород
в пределах областей сноса, или, еще точнее, количественных соот­
ношений разных типов пород, изменение состава, а соответственно и
геохимических свойств внешних геосфер, и прежде всего атмо- и ги­
дросферы, а также возникновение и развитие жизни, геохимических
функций и геохимической энергии организмов.
Перечисление этих факторов в указанной последовательности от­
нюдь не связано с их значимостью. Более того, эволюция одного из
них влияет, а часто и определяет изменение других.
1. Тектонические движения влияют на осадкообразование прежде
всего через создаваемый ими рельеф. Изменение во времени контраст­
ности последнего определяет соответственно и изменение характера
осадочного процесса, что проявляется прежде всего в образовании,
переносе и осаждении обломочного материала и его эволюции. Сама
эволюция субаквального и субаэрального рельефа устанавливается на
основе изучения отложений во времени, то есть установление факта
эволюции во многом является и способом нахождения ответа и объ­
яснения этого явления. Конкретные примеры эволюции форм, а глав­
ное, контрастности рельефа, рассмотрены при описании эволюции
~
\
отдельных типов пород, сеичас ~е ограничимся краткими ссылками.
Выше (глава 2) указывалось ~а последовательное во времени уве­
личение высоты гор. Об увеличен~и со временем глубин водоемов пи­
сал уже Л.Б. Рухин [ 1959], который связывал это обстоятельство с воз­
растанием со временем скоростей тектонического прогибания. Этот
феномен - увеличение глубин
-
в частности, устанавливается по появ­
лению на границе венд-кембрий наряду с биостромами и биогермами,
отчетливо выраженными в рельефе морского дна, рифов и последова­
тельного увеличения высоты последних (подробнее см. главу 3).
Уверенно говорить о характере и глубинах доюрских океанов
далеко не всегда возможно, но в истории возникновения и развития
современных океанов достоверно установлено, что по мере раздви­
жения литосферных плит и формирования океанического ложа одно­
временно происходит и их углубление. В большинстве глубоковод­
ных котловин Мирового океана залегающая на толеитовых базальтах
пелагическая карбонатная формация выше по разрезу сменяется бо­
лее глубоководными бескарбонатными пелагическими глинистыми,
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
169
глинисто-кремнистыми и кремнистыми, образующимися ниже кри­
тической глубины карбонатонакопления.
Контрастность рельефа, особенно в континентальных обстанов­
ках, непосредственным образом влияет на структуру обломочной ча­
сти - размер и форму обломков, и более опосредованно
-
на мощно­
сти и распространенность толщ обломочных пород, на образование
тех или иных формаций.
Показательно в этом отношении изменение количества чисто гли­
нистых формаций. Напомним, что при общем количестве глинистых
пород почти 50% они входят в состав практически всех обломочных
формаций, но количество чисто глинистых - всего около 5%. При этом
на фоне неравномерного и в общем циклического их распространения
отмечается хотя и незначительное, но сокращение их в истории Земли
с 5,9% в палеозое, к 4,8% в мезозое и до 0,8% к кайнозое (табл. 9.1).
Это, видимо, является отражением в сглаженной форме отмеченного
увеличения контрастности рельефа в течение геологической истории.
Естественно, что при более выровненном рельефе в начале фанеро­
зоя возможность отложения более тонкозернистого материала была
выше.
С тектоническими движениями и их характером тесно связаны и
процессы магматизма, и в первую очередь - вулканизма. Эволюция
магматизма определяет изменение состава источников сноса и соот­
ветственно состава образующегося осадочного материала, что рас­
смотрено несколько ниже. Отметим лишь, что вулканизм не только
поставляет в осадочный процесс твердые продукты - лавы, вулкани­
ческие бомбы, лапилли, вулканичесий пепел - но, что, вероятно, более
важно, газообразные и жидкие компоненты в процессе вулканических
и поствулканических эксгаляций. С одной стороны, эти компоненты
влияют, а часто и определяют общую геохимическую обстановку по­
верхности Земли, и области осадкообразования в частности, а с дру­
гой - непосредственно участвуют в образовании осадочных пород.
Например, углекислый газ - один из основных компонентов образо-
Таблица 9.1
Объемы фанерозойских чисто глинистых формаций континентального блока
Земли, в % от общего объема отложений [Ронов, 1993)
Возраст€ОSDСРPZТJКMZРNКZ
Объем 5,0 9,9 8,3 3,9 3,9 5,6 5,9 6,7 4,0 4,4 4,8 1,4 0,11 0,8

170
Глава 9
вания карбонатных пород, составляющих не менее 20% осадочной
оболочки планеты. Через жизненный цикл биоты углерод угцекис­
лого газа образует угли, нефть, природные горючие газы, рассеянное
органическое вещество пород.
2. Практически очевидной и широко привлекаемой для объяс­
нения эволюции осадочного породообразования причиной является
представление об изменении состава пород питающих провинций.
Действительно, исходя из космогенетических данных и представ­
лений, а также геологических материалов в глубоком докембрии на
первых этапах геологического развития Земли (катархей, прискониан,
по новейшей шкале - хадениан) ее поверхность была покрыта вул­
каническими лавами преимущественно основного состава. Академик
А.П. Павлов провидчески, задолго до появления фактических дан­
ных, назвал это время «лунной стадией» развития Земли. В современ­
ную же эпоху порядка 75% поверхности суши покрыто осадочными
породами, а если учесть почвенный покров на щитах и выходах маг­
матических пород, еще больше. А именно суща является и являлась
основным, если не сказать практически единственным, источником
обломочного и в значительной степени растворенного материала,
прежде всего в вцде катионов. Естественно, что соотношение этих
пород - поставщи/<ов материала, менялось в истории Земли; при этом
кроме осадочны~ и магматических пород основного состава, появи:
лись гранитоидь~. Соотношение, точнее - изменение соотношении
этих трех типов hород во времени, которое отражено на известной
диаграмме А.Б. Ронова (рис. 9.2), определяло состав образующегося
и поставляемого в осадочный процесс обломочного, а во многом и
растворенного материала.
Ясно, что основной обломочный материал, который поступал в
осадочный процесс и поставлялся в зоны осадконакопления в раннем
докембрии, имел минеральный состав основных магматических по­
род, и могли формироваться обломочные породы практически только
грауваккового состава. Одновременно, в результате химического вы­
ветривания, имевшего весьма специфический характер (отсутствие
кислорода, органического вещества и др.), в растворы и, соответ­
ственно, в поверхностную миграцию, а затем в осадки поступали в
относительно больших, чем в последующее время, количествах эле­
менты, характерные именно для этих пород, и в частности Fe, Mg, Са.
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
171
++++++++~++
v + fPf!!UlfOf!/JhlJI fJ,Pmg,_zн~clf_+ + +
+
v
+++++++
+++++++
v
+++++++
v
v
++++++
vvv
+++++
Эqнрузивы v
+++v
(преимушест8енно осно ные)v --
vv
v.v·v
v
v-..----
v
v
v v :v~~v~~v~~~~~~
v
v
v
.v_ v
v
v
v
v
Рис. 9.2. Схема изменения во времени пропорций важнейших групп пород
областей эрозии материков [Ронов, 1993]
В начале архея на уровне 3700-3800 млн. лет образовались пер­
вые осадочные породы и первые гранитоиды, то есть в областях -
источниках сноса появились кислые магматические образования и в
осадочный процесс стали вовлекаться салические минералы - кварц,
калиевые полевые шпаты, а также щелочные элементы. В протерозое
большую часть поверхности суши, почти 50%, занимали граниты и
ортогнейсы, что обеспечивало вовлечение в осадочный процесс со­
ответствующих им обломков, минералов и растворенных веществ в
виде слагающих эти минералы элементов и ионов, в частности Na и
К. Существенно было также распространение осадочных пород при
общем резком сокращении основных лав. Наконец, в фанерозое среди
источников осадочного материала уже абсолютно преобладали оса­
дочные породы (см. рис. 9.2).
Изменение состава пород питающих провинций непосредственно
вело к изменению состава обломочных пород. В итоге последователь­
но менялись во времени петрографические типы обломочных пород:
граувакки сменялись аркозами, затем олигомиктовыми разностями и,

172
Глава 9
наконец, мономинеральными кварцевыми. Как указывалось выше,
этот ряд сменяющих друг друга пород является генерализованным,
обобщенным, поскольку уже в архее имеются и зрелые кварцевые
образования, возможно, продукты кислого «добиогенного» выветри­
вания. Кроме изменения во времени состава пород источников сно­
са от основных магматических образований архея к гранитоидам в
протерозое и далее осадочным породам в фанерозое, можно указать
по крайней мере еще две причины этого явления. Во-первых, проис­
ходит неоднократный перемыв и переотложение более древних оса­
дочных пород, при котором менее устойчивые минералы разрушают­
ся, что ведет к относительному обогащению оставшихся обломочных
зерен кварцем. Во-вторых, со временем, с появлением и развитием
наземной биоты, интенсифицируются процессы выветривания, алю­
мосиликатные минералы разрушаются еще до вовлечения их в по­
верхностный перенос, что опять-таки ведет к обогащению оставших­
ся продуктов кварцем.
Справедливости ради, надо отметить, что в системе доказательств
образуется определенный круг. Факт последовательной смены грау­
ваккаркозами, а затем мономинеральными кварцевыми песчаниками
позволяет восстанОВJ'IТЬ состав исходных материнских пород и одно­
временно подтвер~ает космологические и общегеологические дан­
ные о составе перв~чной внешней оболочки Земли и изменении этого
состава в течение rеологической истории, что явилось одной из при­
чин эволюции обломочного породообразования.
Изменение состава пород - источников сноса достаточно отчет­
ливо сказывается на составе глинистых пород. Как отмечено во вве­
дении, это проявляется только в глобальном масштабе, при анализе
материалов по всем основным структурным элементам земной коры.
Так, по данным А.Б. Ронова [1993], в более молодых глинистых по­
родах отмечается общее снижение железа, магния, ванадия, меди, ни­
келя, кобальта. Напротив, с той или иной интенсивностью возрастают
содержания калия, бария, рубидия и ряда других элементов (рис. 9.3).
Эти тенденции в целом удовлетворительно объясняются изменения­
ми во времени состава пород питающих провинций, последователь­
ным сокращением во времени доли основных магматических пород
с высоким содержанием железа, магния и вообще сидерофильных,
а частично и халькофильных элементов, и возрастанием доли пород
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
173
F<~Ообщ. %
Fe10.JFeO
•.о
l.O
=~~i[:.:/'~
АА.AR,PR.РА.Dh
1\0
AD
DO OD
n~
Рис. 9.3. Изменение во времени средних содержаний некоторых элементов и
окислов в глинистых породах (составлено по данным А.Б. Ронова [1993)).
кислого ряда, которые и обеспечили большую поставку калия, бария,
рубидия, редкоземельных и других литофильных элементов. К выво­
дам А.Б. Ронова можно добавить, что некоторое снижение концентра­
ций подобных элементов в фанерозое по сравнению с протерозоем,
видимо, определяется усиливающимся влиянием осадочных пород,
которые стали основным источником сноса и в которых изначальное
содержание таких элементов меньше, чем в кислых магматических
породах.
Что касается растворенных компонентов, образующихся при раз­
ложении исходных материнских пород в различные периоды геоло­
гической истории, то их история и влияние на эволюцию осадочного
породообразования далеко не так просты и понятны.
Высказывалось мнение о том, что повышенные количества катио­
нов кальция и магния или по крайней мере их явное преобладание
над щелочными элементами - натрием и калием
-
при разложении
древнейших основных магматических пород обусловили интенсив­
ное образование в докембрии магнезиальных карбонатов, и прежде
всего доломитов. Ситуация, однако, не столь однозначна. Судя по со­
отношениям типов пород - источников сноса, основное количество
магния должно было поступать в осадочный процесс в катархее, ар­
хее и в крайнем случае в раннем протерозое. Вместе с тем, основное

174
Глава 9
доломитообразование приходится на рифей - мезо- и неопротерозой
по международной шкале. Правда, первые магнезиты отмечены уже в
нижнем протерозое на уровне около 2 млрд. лет, но наиболее интен­
сивный процесс осаждения магнезиальных карбонатов происходит в
основном примерно на 300-400 млн. лет позже.
Более того, само наличие в морской воде катионов магния не опре­
деляет формирование доломитов и тем более магнезитов. Достаточно
напомнить, что в воде современного океана магния втрое больше, чем
кальция, а осаждения магнезиальных карбонатов практически не про­
исходит. Магний входит лишь в состав высокомагнезиального кальци­
та, формируемых биогенным путем скелетов некоторых организмов.
При перекристаллизации этой метастабильной формы магний вновь
удаляется в морскую воду. Необходимо было создание специфических
условий, дополнительный механизм, который бы способствовал пере­
воду накопившегося к этому времени магния в карбонатную форму и
его осаждение в форме магнезиальных карбонатов. Забегая несколько
вперед (а частично повторяя материалы главы 3), можно констатиро­
вать, что таким «спусковым крючком», причем долгодействующим,
стало бурно развившееся цианобактериальное сообщество.
Вместе с тем, отрищriъ влияние разного состава пород на постав­
ку в осадочный процеср тех или иных катионов и соответственно об­
разование тех или ин~1х пород не приходится. Может быть, именно
изменение набора по~тавляемых с суши катионов определяет отно­
сительно позднее образование каменной соли. Дело в том, что при
образовании водной и воздушной оболочек Земли, которые форми­
ровались за счет дегазации мантии, на поверхность наряду с водой
(в виде водяного пара) выносились кислые дымы, в том числе HCl.
Другими словами, уже на ранних этапах истории Земли хлор - один
из двух основных компонентов каменной соли, поставлялся в первич­
ные водоемы. Что касается второго - натрия, то его поставки начались
существенно позднее, при разложении кислых плагиоклазов, а для
формирования калийных солей, первые представители которых прак­
тически в промышленных количествах известны с нижнего кембрия,
и калия - из калиевых полевых шпатов. И только достигнув некото­
рой критической величины, в венде началось образование каменной,
а несколько позднее в раннем кембрии - и калийных солей. Неясен,
правда, вопрос, почему их формирование началось сразу столь резко
и масштабно. Как отмечено выше, первые пласты каменой соли отме-
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
175
чены в венде, а уже ранний кембрий - одна из грандиознейших эпох
соленакопления во всей геологической истории.
3. Огромное значение в эволюции внешних геосфер, и осадочного
породообразования в том числе, имело появление и развитие на Земле
жизни. Организмы влияют на осадочный процесс двояко - непосред­
ственным извлечением вещества из окружающей среды и переводом
его в осадок и созданием геохимической обстановки на Земле.
Древнейшие бактериеморфные остатки, которые иногда счита­
ются хемофоссилиями, обнаружены в кремнистых толщах формации
Иссуа с возрастом примерно 3850 млн. лет; остатки достоверных био­
генных микрофоссилий с возрастом 3500-3300 млн. лет достаточно
многочисленны в Австралии и Южной Африке. Появление стромато­
литов - биоседиментарных структур, образование которых обуслов­
лено жизнедеятельностью цианобактерий, то есть фотосинтезирую­
щих организмов, указывает на возможное начало генерации значи­
тельных количеств свободного кислорода где-то на уровне 3200-3400
млн. лет назад. Достаточно убедительные свидетельства его присут­
ствия устанавливаются в неоархее примерно 2,7-2,8 млрд. лет, о чем
свидетельствует наличие ископаемых биомаркеров - стеринов, био­
синтез которых возможен при наличии кислорода, а также микроаэ­
рофитныхметанотрофных бактерий [Сергеев и др., 2007), однако его
присутствие было, видимо, во-первых, локально, и, во-вторых, коли­
чественно ограниченно и не влияло кардинальным образом на общую
восстановительную обстановку на Земле.
«Этот свободный кислород есть главный источник свободной хи­
мической энергии биосферы» [Вернадский, 1926, с. 45).
Но образующийся кислород сразу же расходовался на окисление
элементов с переменной валентностью, в первую очередь таких отно­
сительно распространенных, как железо и сера. Древнейшие сульфа­
ты (точнее, чаще всего псевдоморфозы по гипсу, ангидриту, первичная
природа самих сульфатов пока не доказана - см. главу 5) имеют возраст
3200-3400 млн. лет, а к концу среднего рифея они известны уже доста­
точно широко и содержание сульфатов в морской воде было уже близко
или, по крайней мере, сопоставимо с современным [Жарков, 2005).
После исчерпания резерва поливалентных элементов, где-то на
уровне 2,2-2,5 млрд. лет, кислород стал выделяться в атмосферу в
свободном виде и окислительная обстановка на планете стала преоб­
ладающей.

176
Глава 9
Кроме генерации кислорода и создания окислительной обста­
новки жизнедеятельность организмов вела к изменению кислотно­
щелочных свойств среды. Первоначально кислые дымы, и прежде
всего HCl, определили кислую, видимо, сильно кислую среду, однако
через геохимический цикл кальция и магния организмы перевели ее
в щелочную. Процесс этот подробно описан Г.А. Заварзиным [2002].
Реакции сильных кислот с породами ложа водоемов вели к их
нейтрализации, но слабые кислоты, и прежде всего угольная кислота,
обусловили еще достаточно низкие значения рН, что было, видимо,
обычным для архея и частично раннего протерозоя. Со среднего про­
терозоя - времени расцвета и массового развития цианобактерий, си­
туация в водоемах резко изменилась. Цианеи, усваивая растворенный
в воде С0 2, способствовали распаду угольной кислоты, что резко по­
вышало рН среды. В этих условиях шло массовое осаждение карбона­
тов не только кальция, но и магния [Кузнецов, 2003, 2004, 2005]. Это
нашло свое выражение в массовом развитии доломитов и широком
-
магнезитов в среднем и верхнем протерозое, поскольку осаждение
магнезиальных соединений происходит при значениях рН на уровне
9,0 и выше (подробнее см. главу 3).
Наконец, именно ЖИЗJiедеятельность организмов привела к разло­
жению аммиака и вы Лению свободного атомарного азота, который
и составляет, вмест с кислородом, основу современной атмосферы.
Говоря о факт рах эволюции осадочного породообразования, важ­
но повторить, что они тесно взаимосвязаны и их изменения часто вза­
имообусловлены, причем огромную, а может быть ведущую, осново­
полагающую, роль имеет биота и ее эволюция. При этом среда изме­
няется под воздействием биоты, а реконструкция самих возникающих
обстановок осуществляется по породам - результатам осаждения в
тех или иных обстановках. О восстановительной обстановке раннего
докембрия и отсутствии свободного кислорода свидетельствует от­
сутствие минералов, содержащих элементы с высшей формой окис­
ления - сульфатов, оксидов трехвалентного железа и др., и напротив
-
наличие обломочных минералов с низшей формой валентности сла­
гающих их элементов, таких как пирит и уранинит в конгломератах
Витватерсранда. При наличии свободного кислорода эти минералы
должны были бы разрушаться в результате окисления входящих в их
состав двухвалентного железа и четырехвалентного урана (см. так­
же главу 2). Выше было показано, что широкое распространение в
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
177
среднем-верхнем протерозое магнезиальных карбонатов - доломитов
и магнезитов - позволяет говорить о щелочном характере водоемов
этого времени.
9.3. Общая схема эволюции обстановок осадочного
породообразования
Таким образом, на основе анализа распространения тех или иных
пород и их ассоциаций, в определенной степени тех или иных биоти­
ческих сообществ, дополненного некоторыми общегеологическими
данными, можно с достаточно высокой степенью достоверности ре­
конструировать эволюцию обстановок внешних геосфер Земли. При
этом изменения состава и свойств этих оболочек имели радикальный
характер.
Первоначально атмосфера и гидросфера сформировались за счет
дегазации твердой оболочки. При этом на поверхность наряду с водой
выносились «кислые ДЫМЫ» - HCl, HF, СО2, H2S, а также NНЗ, сн4 и
др. Все это определило хлоридно-карбонатный состав гидросферы,
кислые среды и восстановительную обстановку в атмо- и гидросфере.
Реакции кислот с породами вели к специфическому выветриванию с
растворением и выносом многих компонентов, формированию весьма
своеобразных кор выветривания. К протерозою, особенно среднему,
сильные кислоты были в основном нейтрализованы, атмосфера стала
углекислой или азотно-углекислой, гидросфера в значительной сте­
пени стала хлоридно-карбонатно-сульфатной с нейтральной, возмож­
но слабокислой, а в протерозое уже с отчетливо щелочной средой.
Крайне важный момент - появление сульфатов как показатель нача­
ла значительной генерации свободного кислорода и окислительной
обстановки, по крайней мере в гидросфере, что и обусловило окис­
ление сульфидов и формирование сульфатов. Практически с рифея
начали складываться современные типы гидросферы - сульфатно­
хлоридный, и атмосферы - азотно-кислородный с окислительной в
массе обстановкой (табл. 9.2).
Совершенно ясно, что все процессы осадочного породообразова­
ния - выветривание, миграция растворенных форм и осаждение ма­
териала, в разные эпохи, при разных значениях рН и Eh происходи-

178
Глава 9
Таблица 9.2
Принципиальная схема изменения состава атмосферы, вод Мировоrо океана и
общей rеохимической обстановки в течение геолоrической истории Земли
Воз- Состав ат-
Ионный состав вод
Раство-
Геохимии-
раст
мосферы
Основной
Втор осте- репные
ческая
пенный
газы
обстановка
MZ- Углекис-
Na+, Mg 2+Са2 +
к+
N1, 02,
кz ло-кисло- с1-, so42+, нсо 3 -
СО/-
со2
Окислительная
родно-
Na+, Mg 2+, Са2+
к+
слабощелочная и
PZ2
азотная
С!-, SO/+, НСО3 -
СО/-
нейтральная
Са2+, М~2+, Na+
к+
N1, со2. Окислительная
PZI
С\-, SO/+, НСО3-
СО/-
02
слабощелочная,
Кисло-
местами щелочная
родно-
N2, со2,
углекис-
Mg2+, Са2+. Na+
к+, NH4+ 02,
Щелочная,
РR2-з ло-азотная
частично
с1-, нсо3 -
СО/
окислительная
Кислая,
Аммиачно-
со2,
частично
углекислая
NH3
окислительная
с присут-
Восстано-
AR-
ствием
Са2+, Mg 2+,NH/,
К+, Na+
вительная
PRI
кислых
нсо- '(:о 2- с1-
---
СО/-
кислая
газов-
/
2'
802, H2S,
/
а также
СН4иН2
ли по разному. Очень показательные данные о составе газовой фазы
вод древних океанов были получены при изучении индивидуальных
включений в кремнистых породах разного возраста [Казанский, 1973].
В породах архея - нижнего протерозоя кислые дымы (H2S, S02, HCl,
HF) и аммиак (NH3) составляли 31,3, углекислый газ - 44,2, кислород
5,5, азот и редкие газы - 19,0%. Состав газов среднего протерозоя и
силура оказался, несмотря на значительный временной интервал и,
казалось бы, значительные изменения в начале фанерозоя, достаточ­
но однотипен: углекислый газ - 31,8-34,5, кислород 11,9-13,7, азот и
редкие-51,8-56,3% при полном отсутствии аммиака и кислых газов.
Второе резкое изменение фиксируется со среднего девона - содер-
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
179
жание трех указанных групп газов составили 7,8-18,0-74,4%. Состав
растворенных газов вод современного океана принципиально сходен,
но произошло увеличение доли кислорода при некотором сокраще­
нии азота и более значительном - углекислого газа. Соответствующие
значения равны 3,2-34,1 и 62,7%.
Конечно, это все же единичные данные, к тому же имеются опре­
деления не по всем периодам геологической истории, но тенденция
вполне отчетлива.
Своеобразны были, видимо, обстановки конца архея - начала про­
терозоя. Это время развития своеобразных комплексов - железистых
кварцитов (джеспилитов). Первые железистые кварциты отмечены в
среднем архее, грандиозная эпоха их образования приурочена к гра­
нице архей-протерозой (~2500 млн. лет).
Рудные прослои в этой ассоциации представлены в основном
магнетитом и гематитом, но во многих случаях с окисными рудами
ассоциируют сидериты, а по некоторым геохимическим показателям
окисные ныне руды изначально имели сидеритовый состав [Бергман,
2002, 2005]. Карбонаты железа в отличие от карбонатов кальция и
тем более магния осаждаются в условиях нейтральных и слабокис­
лых сред, которые могут создаваться бактериями. Вторичное преоб­
разование карбонатов в оксиды могло происходить как в результате
метаморфизма, так и иным путем. В.И. Вернадский указывал, что
микробиолог С.И. Виноградский еще в 1888 г. показал, что железо­
бактерии являются автотрофами, поскольку «берут нужную для жиз­
ни энергию химическим путем, окисляя закись железа в окись, и раз­
виваются, строят свои тела вне зависимости от других организмов»
[Вернадский, 1965, с. 232]. Крайне интересно следующее замеча­
ние В.И. Вернадского: «Этот вывод должен быть распространен не
только на организмы, богатые железом, но еще более на организмы,
богатые марганцем, который всегда заключается и в железобактериях
и который дает в условиях биосферы большую гамму кислородных
соединений, чем железо» [там же]. Влияние различных типов бак­
терий на образование и преобразование рудных минералов железа с
изменением его валентности изучалось Г.А. Заварзиным [1972]. Д.Г.
Заварзиной [2004] показано, что бактерии могут способствовать как
окислению, так и восстановлению железа. Бактериеморфные остатки
обнаружены и в самих джеспилитах. Интересно отметить, что време-

180
Глава 9
ни накопления железистых кварцитов соответствует время развития
микробиотыганфлитского типа.
Нейтральные или слабокислые обстановки существовали в архее
-
раннем протерозое до массового (подчеркнем - массового) развития
цианобактериальных сообществ. Последние интенсивно утилизиро­
вали углекислый газ, связывая его в карбонатные породы, что привело
к смене слабокислой обстановки щелочной, в которой в среднем и
позднем протерозое шло накопление карбонатов, в том числе магне­
зиальных.
Таким образом, именно возникновение жизни и ее эволюция
практически определили изменение состава и геохимической обста­
новки атмо- и гидросферы, а в значительной степени и литосферы.
Организмы, точнее - фотосинтезирующая деятельность автотрофов,
создала кислородную атмосферу, что обусловило появление оксидов
и оксидных форм соответствующих осадочных пород - сульфатов, ги­
дроксидов трехвалентного железа и т.д.
Изменение геохимической обстановки внешних геосфер в опре­
деленной степени отразилось и на составе глинистых пород. В каче­
стве примера можно отметить резкое возрастание величины отноше­
ния окисного железа к закисному как показатель последовательной
оксигенизации внешних гfосфер (см. рис. 9.3). В целом возрастала
интенсивность химичесхбго выветривания. Это, в частности, нашло
свое отражение в том(~то со временем возрастает величина алюмо­
кремневого модуля и отношение Al 20/Na20 как показатели все бо­
лее активного проявления выветривания, которое ведет к увеличению
дифференциации вещества и зрелости образующихся продуктов -
песчаников и глин (рис. 9.4).
Биота через биогенный цикл кальция и магния обусловила сме­
ну кислотно-щелочных свойств. Отсюда, изменение геохимических
условий как одна из причин эволюции осадочного процесса является
в значительной мере вторичным и обусловлено именно появлением
на Земле жизни и жизнедеятельностью организмов. Это лишний раз
подтверждает гениальное предвидение В.И. Вернадского о роли жиз­
ни в геологической истории планеты, истинность и глубину его уче­
ния о биосфере.
Более того. Не касаясь сложного аспекта происхождения грани­
тов, надо отметить, что по крайней мере значительная их часть в виде
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
181
а
А 1103/ S1Dz
б
AL,0 1/ Na20
i{JZ
l2
~~
zo
qzв
18
16
IЩ
/~
ll
11,!О
10
8
5
41ь
'1
z
г.;iтт-;~,·
о
1
1
о
,
l
PR3 PZ KZ'
AR
l'N, "'
PR,
,pz lrZ
Рис. 9.4. Изменение величины алюмо-кремниевого модуля (а) и коэффициента
зрелости (б) в глинистых породах в истории Земли [Ронов, 1993]
анатектических гранитов - это продукт переплавления древних оса­
дочных пород, в частности аркозовых песчаников. Появление послед­
них связано с биогенным воздействием при химическом выветрива­
нии, когда в первую очередь разрушаются фемические минералы, а
остающаяся часть относительно обогащается минералами салически­
ми. Другими словами, отмеченное выше изменение состава пород ис­
точников сноса, тоже, хотя бы частично, обусловлено наличием жиз­
ни. Нелишне в этой связи напомнить указание В.И. Вернадского: «В
метаморфических породах, последним и окончательным продуктом
которых является гранитная оболочка Земли, мы видим последний
устойчивый продукт былых биосфер» [Вернадский, 1965, с. 54].
Изучение эволюции осадочного породообразования дает инте­
ресный пример того, как метод исследования становится одним из
важнейших способов выяснения причин породообразования и их из­
менения.
Несколько конкретных, может быть и частных, но показательных
примеров для иллюстрации этого положения.
Выше было показано (глава 2), что высота гор и общая контраст­
ность рельефа последовательно возрастали со временем. Подобное
увеличение высоты гор, установленное литологическими, или, точ­
нее, литолого-фациальными методами, приводит к важным, суще-

182
Глава 9
ственно более общим, глобальным выводам. Одним из наиболее прав­
доподобных объяснений является предположение о более близком к
поверхности расположении астеносферного слоя для древних эпох,
и тогда, согласно законам изостазии, контрастность рельефа должна
была быть меньше. В свою очередь, само менее глубокое залегание
астеносферного слоя могло определяться тем, что в те времена не
было еще осадочного чехла и гранитной оболочки, под которыми, как
сейчас известно, этот слой залегает глубже. По крайней мере, это об­
стоятельство - неглубокое расположение астеносферного слоя
-
мог­
ло быть одной из причин подобной ситуации.
Второй пример. Установление факта изменения во времени со­
става осадочных карбонатных пород (преимущественно кальциевых
в архее, преобладающее развитие магнезиальных в протерозое и по­
следовательное, хотя и ступенчатое сокращение в фанерозое) и син­
хронная (точнее, видимо, квазисинхронная) эволюция автотрофов, и
прежде всего микробиальных, в том числе цианобактериальных, со­
обществ наряду с целенаправленными натурными и эксперименталь­
ными работами позволили с высокой степенью вероятности объяс­
нить происхождение магнезиальных карбонатов - доломитов и маг­
незитов [Зайцева и др., 2006; Кузнецов, 2003, 2004, 2005; Bontognali
et al., 2010; Burns, et al., 2000~\Тasconcelos et al., 1995; Vasconcelos,
McKenzie, 1997; Wacey et a~{i007].
Аналогичным образом' изучение эволюции пород и формаций
позволяет реконструировать эволюцию и обстановок. Прекращение
образования джеспилитов и массовое развитие магнезиальных кар­
бонатов фиксируют смену слабокислых сред на щелочные и, види­
мо, резкое увеличение свободного кислорода, появление латеритных
бокситов - интенсивное развитие кислого биогенного выветривания
как следствие сильно кислых условий на определенных участках кон­
тинентов и т.д.
По сути дела характеристика обстановок отдельных геологиче­
ских эпох и изменения этих обстановок во времени реконструируют­
ся на основе изучения пород, в том числе специфических для тех или
иных временных интервалов, то есть на основе изучения эволюции
осадочного породообразования. Это еще один пример того, что иссле­
дование эволюции осадочных пород позволяет решать существенно
более общие проблемы эволюции внешних геосфер Земли.
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
9.4. Основные этапы осадочного породообразования
в истории Земли
183
В эволюции осадочного породообразования намечается ряд эта­
пов, рубежи между которыми фиксируются достаточно отчетливыми
изменениями как типов пород и типов формаций, так и биотически­
ми событиями и кардинальными изменениями в органическом мире
и обусловленными ими изменениями геохимических сред (табл. 9.3).
Приведенные выше данные позволяют полагать, что именно важ­
ные биотические события определяют смену геохимических сред и,
соответственно, характер осадочных процессов и их продуктов.
В архее, особенно раннем, при ограниченном развитии жизни,
проходили процессы кислого чисто химического, скорее всего, добио­
генного выветривания <; образованием первых «зрелых» обломочных
пород - кварцитов. Одновременно, появление жизни вызвало и на­
чало садки кремнезема как в виде прижизненной его фиксации бак­
териеморфными организмами, так и посмертной, в мортмассе, прак­
тически сразу же после отмирания организмов. Среди обломочных
пород в целом преобладали граувакки. Карбонатные породы были как
доломитового, так и кальцитового состава, причем последние, види­
мо, преобладали. Обстановка на поверхности Земли была кислой и в
целом восстановительной. Первые биогенные генерации кислорода
шли на окисление сульфидов, что зафиксировано первыми появлени­
ями сульфатов и отмечается ныне в виде соответствующих изотопных
меток серы.
На границе архея-протерозоя, а частично и в раннем протерозое
геохимическая среда водоемов стала нейтральной или слабокислой,
но количество кислорода возросло, что обусловило формирование
специфической формации железистых кварцитов, когда наряду с кар­
бонатами железа осаждались его оксиды.
Весьма резкие изменения произошли на границе раннего и средне­
го протерозоя. Средний и поздний протерозой - это время расцвета и
практически господства цианобактериальных сообществ. Результаты
их жизнедеятельности привели к двум важнейшим последствиям. Во­
первых, генерации кислорода в количествах, достаточных для созда­
ния уже свободного кислорода и окислительной в целом обстановки.
Это, в частности, обусловило появление осадочных сульфатов. Во-

,...
Q)
~
::i:i
«!
«!
~
::;;
::;;
::;;
Q)
Q)
,....
!;;
,...
u
u
«!
А
:s:
А
С"'1 u
"'о
=
u
~
N
кz 1---
р
к 100
MZ
t---
J
т
р
t---
PZс
-
D 418
s
-
PZ
о
-
€ 542
v
р~-3
650
PRI
Таблица 9.3
Основные этапы развития биоты и осадконакопления в истории Земли
Биотические события
Геохимическая
Характерные процессы и литологические комплексы
Характеристика биоты
обстановка
Становление и расцвет
Интенсивное биологическое (биохимическое) кислое
покрытосеменных растений,
выветривание, образование латеритных бокситов,
практически полное вытеснение ~тавка Si02 в Мировой океан, формирование диа-
цианобактерий в области аридных
итов, трепелов, опок, кремнистых океанических
\
литорален, засолоненных лагун,
осацков.
озер, в том числе вулканических
Мас~овое развитие планктоногенных отложений, в
областей, интенсивное развитие том Числе карбонатных.
Окислительная
кремнийусваивающих организмов Резкое сокращение формирования магнезиальных
слабощелоч-
в виде диатомей.
карбонатов, которое практически полностью смести-
лось в засолоненные лагуны и содовые озера"
ная, местами
щелочная,
Колонизация организмами,
Формирование латеритов, тонштейнов, угленакопле- локально (бо-
и прежде всего растениями,
ние, сначала параллическое, позднее лимническое.
лота) кислая
суши. Последовательное
Исчезновение красноцветных формаций гумидной
вытеснение цианобактерий в
климатической зоны, обогащенных органическим
области с неблагоприятными
веществом морских кремнистых сланцев.
для высокоорганизованной
Аномальное усиление накопления в перми магнези-
биоты условиями, с некоторым
альных карбонатов и микрозернистых микробиаль-
возвращением их в пермском
пых фосфоритов.
периоде.
таблица 9.3 (продолжение)
Появление скелетной фауны,
Появление и широкое развитие чисто биогенного
расцвет известковых водо-
способа осадкообразования: Накопление собственно
рослей и обизвесткование
биогенных и биокластовых карбонатных пород, об- Окислитель-
некоторых цианей - кальци-
разование первых рифов (s.s .) . Мощное накопление
пая слабо ще-
бионтов. Второй кризис и по- микрозернистых микробиальных фосфоритов в
лочная, места-
следовательное весьма резкое
основании, и существенно меньшее - раковинных
ми щелочная.
сокращение развития циано-
в конце этапа. Периодическое мощное накопление
бактерий.
хлоридов натрия.
Дальнейшее и резкое сокращение образования маг-
незиальных карбонатов.
Относительно широкое рас-
Формирование строматолитовых и частично микро-
пространение бесскелетных
зернистых микробиальных фосфоритов. Сокращение
многоклеточных. Первый кри- формирования магнезиальных карбонатов, первые
зис развития цианобактерий и появления солевых пород - каменной соли.
их дальнейшее сокращение.
Щелочная, ча-
стично окис-
Расцвет и господство циано-
Резкое усиление биохемогенного осадкообразования. лительная
бактериальных сообществ.
Интенсивное накопление магнезиальных карбонатов
-
доломитов и магнезитов, локальное образование
сидеритов. Появление сульфатных пород. Формиро-
ванне красноцветных формаций в аридной и гумид-
ной климатических зонах.
-
00
"""
~
~'С
~Е;
::!
.g
g:
(1:>
с
l~.с:
{§
::!
g:
~
~:i:
~{§
:i:
с
~~
""~
~(S
.;:
~
!==
-
00
V>

186
Глава 9
С>
С>
00
,..,
Некоторые общие черты и закономерности эволюции."
187
вторых, утилизации огромного количества углекислого газа, создании
преимущественно щелочных сред древних водоемов и образованию
огромных масс карбонатных пород, причем преимущественно маг­
незиальных - доломитов и магнезитов. Вместе с тем, не исключено,
что для этого этапа была присуща и пестрота геохимических обста­
новок как в пространстве, так и во времени. Об этом свидетельствует
наличие наряду с магнезиальными карбонатами, образующимися в
щелочных средах, карбонатов железа - сидеритов, для формирования
которых необходимы нейтральные и слабокислые среды.
О подобной неравномерности обстановок убедительно свидетель­
ствует установленный М.А. Федонкиным факт резко различного со­
става биоты позднедокембрийских бассейнов низких и средних ши­
рот. В первых в условиях теплого климата безраздельно господство­
вали цианофиты, которые, видимо, наряду с кислородом генерирова­
ли какие-то токсины, гибельные для других организмов. Напротив,
в бассейнах средних и высоких широт в условиях прохладных и хо­
лодных вод уже существовала достаточно разнообразная, в том числе
метазойная, биота [Федонкин, 2000; Fedonkin, 2003]
Кризис развития цианей на границе рифей-венд вызвал резкое
снижение накопления доломитов и замену их известняками.
Важнейший рубеж в развитии жизни - граница венда-кембрия,
ознаменован появлением скелетных метазойных организмов и созда­
нием практически современных, или, точнее, близких современным,
геохимических обстановок в атмо- и гидросфере, и близкого к со­
временному их составу. С этого времени начали формироваться соб­
ственно биогенные породы, состоящие из скелетных остатков орга­
низмов или содержащие их в значительных количествах. Напомним,
что строматолитовые карбонатные породы протерозоя - породы био­
хемогенные.
Следующий важный рубеж - граница раннего и позднего палео­
зоя, точнее, видимо, поздний девон - время массового выхода расти­
тельности на сушу и начало ее колонизации. К этому времени прекра­
тилось образование морских обогащенных органическим веществом
кремнистых сланцев - фтанитов и лидитов. Естественно, что значи­
тельно более существенные преобразования происходили на суше.
Началось формирование наземных почв, в том числе латеритных,
тонштейнов, углей, автохтонных формаций гумидной климатической
зоны в виде латеритов, появление гетита в минеральном составе бок-

188
Глава 9
ситов и др., появились новые типы нефтей с элементами гумусовой
(ареновой) органики и одновременно произошло исчезновение аллох­
тонных красноцветных гумидных формаций.
Своеобразный, в какой-то степени «регрессивный» этап представ­
ляет собой пермский период. В это время отмечается относительное
увеличение микробиальных, в том числе цианобактериальных, со­
обществ и обусловленное этим «возрождение», относительное увели­
чение формирования доломитов, частично магнезитов, и микробиаль­
ных фосфоритов. Интересно, что одновременно впервые появляются
породы, с жизнедеятельностью, казалось бы, не связанные - соленос­
ные формации с сульфатами калия и магния. Не исключено, что по­
добная «аномалия» в перми вызвана абиогенными тектоническими и
климатическими причинами. Это время существования суперконти­
нента Пангея, грандиозного гондванского оледенения, массового рас­
пространения аридных красноцветных формаций. В этих неблагопри­
ятных для жизни обстановках произошел определенный «ренессанс»
примитивных, приспособленных к экстремальным условиям микро­
биальных сообществ, и обусловленное этим образование повышен­
ных количеств доломитов и микробиальных фосфоритов.
Последний весьма -сущ~твенный рубеж - середина мелового
пери~да - появление и расцвет покрытосеменных цветковых рас­
тении, становление «формации тропического леса» с ее огромной
биологической продуктивностью. Это обусловило развитие край­
не интенсивного кислого химического, может быть, правильнее,
химико-биологического (биохимического) выветривания и появление
настоящих латеритных бокситов. Одновременно, освобождение зна­
чительных масс свободного кремнезема и вынос последнего в водо­
емы спровоцировал массовое развитие усваивающих его организмов
(организмов с кремневой функцией, по В.И. Вернадскому) и как след­
ствие этого - образование опоковой формации на континентальном
блоке и кремнистых диатомовых и радиоляриевых илов в океанах.
Надо добавить, что к кайнозою практически в основных чертах
сложилось и близкое к современному положение на поверхности пла­
неты континентов и океанов.
Вообще меловой период в развитии природы иногда сравнивают
с Французской революцией на рубеже XVIII и XIX столетий. Если
Французская революция (в широком ее понимании) привела к станов­
лению более или менее современных форм общественного устрой-
Некоторые общие черты и закономерности эволюции...
189
ства, то меловой период - время мощных геологических перестроек и
становления практически современного - с общегеологической точки
зрения, а также типов литогенеза, развития биоты и т.д. - геологиче­
ского строения Земли.
9.5. Периодичность осадочноrо породообразования
Направленное развитие осадочного процесса и обусловленная
этим эволюция образования осадочных пород происходили не строго
линейно, отмечается неравномерность, которая известна под названи­
ем периодичности. Явление определенной повторяемости в разрезе
пород и их ассоциаций разного масштаба было известно, изучалось
и описывалось в геологии достаточно длительное время, но осозна­
ние этого факта как одной из важнейших закономерностей осадоч­
ного процесса, придание ему глобального значени - заслуга Л.В.
Пустовалова, который назвал его законом периодичности осадочного
минералообразования и показал, что повторение никогда не бывает
полностью идентичным. Другими словами, направленное развитие -
эволюция, осложняется определенной цикличностью, неким «возвра­
щением» к истокам, но отнюдь не полным повторением. В приведен­
ных выше случаях относительные максимумы развития, например,
карбонатных пород отмечаются в среднем-верхнем кембрии, верхнем
девоне - карбоне, мелу, в меньшей степени в эоцене (см. рис. 3.1).
При этом кембрийские карбонаты представлены в значительной сте­
пени доломитами, в то время как меловые - чистыми известняками.
Весьма отчетливая цикличность установлена для соляных отложений
с резкими максимумами в нижнем кембрии, нижней и частично верх­
ней перми, верхней юре - нижнем мелу, в меньшей степени в девоне
и миоцене. При этом также меняется состав солевых пород (см. рис.
5.1 ). Определенные максимумы и минимумы отмечены и для нако­
пления органического материала (см. рис. 7.5).
Отчетливой цикличностью формирования характеризуются фос­
фориты, образующие очень четко выраженные максимумы накопле­
ния в венде-кембрии, ранней перми, позднем мелу - раннем палео­
гене и позднем неогене. При этом параллельно менялся и тип фос­
форитов. Древние - верхнедокембрийские и кембрийские фосфориты

190
Глава 9
-
представлены микрозернистыми рудами. Пермские фосфориты пре­
имущественно зернистого типа, а юрско-меловые относятся к желва­
ковому типу. Палеогеновые фосфориты - желваковые и зернистые.
Неравномерно развиты в геологическом разрезе ледниковые обра­
зования, причем начиная по крайней мере с протерозоя установлено
несколько эпох глобального похолодания, сопровождающихся массо­
выми оледенениями [Чумаков, 2004, 2005].
Если основной причиной эволюции осадочного процесса и оса­
дочного породообразования в целом является необратимая эволюция
Земли как геологического тела в виде конкретного проявления изме­
нений свойств внешней среды - состава пород источников сноса, гео­
химических условий атмо- и гидросферы, биоты - то ЦИl\JIИЧность во
каледонский цикл герцинскиii цикл
альпийский цикл
--·--·
--'~,....
-
.--.--
·--·-·-
·--·--·--·-
.--
.-
·--· --·--
·--·--·
-- ·--·--·
--·--·-·
--·--·--·--
·-- ·-- ·
·--·--·--·--
--·-----
--·--·--·--·
.--
·--. -
.--
.
·-- .
-
.--
. --·-·--
--·--·-·
--·--·--·
--·--·--·--
-·--·-·
.
--
.--
.
-_·_.-
.--.-
--·-·--·
-·--·--·--
·--·--
1·
:l1
Рис. 9.5. Изменение соотношения песчано-глинистых и карбонатных пород
в осадочной оболочке континентов в течение фанерозоя. Составлено по данным
А.Б. Ронова [1993]
1 - песчано-глинистые породы, 2 - карбонатные породы
Некоторые общие черты и закономерности эволюции."
191
многом обусловлена соответствующей цикличностью геологических
процессов в целом и тектонических движений в частности, а также
периодическими глобальными изменениями климатической обста­
новки.
Весьма наглядно, например, проявление цикличности тектони­
ческих процессов в распределении двух основных групп осадочных
пород - обломочных и глинистых, с одной стороны, и карбонатных,
с другой (рис. 9.5). В течение фанерозоя на границах крупных гео­
тектонических циклов - каледонского, герцинского и альпийского, в
геократические эпохи при высоком стоянии материков и контрастном
горном рельефе суши, обусловленным орогенией, усиливаются про­
цессы денудации, механического смыва. В результате в целом воз­
растает количество обломочных, в том числе грубообломочных отло­
жений. В средние этапы этих циклов, когда рельеф в значительной
степени пенепленизирован, снос обломочного материала сокращает­
ся, возрастает количество карбонатных отложений. Добавим, что на
завершающих этапах карбонатонакопления нередко формируются и
соленосные толщи. Но в последнем случае кроме рельефа, опреде­
ляющего палеогеографический тип водоема, важнейшим фактором
является также климатический, который также меняется с определен­
ной цикличностью, не всегда совпадающей с цикличностью тектони­
ческой. Например, мощнейшее кембрийское соленакопление совпа­
дает не с концом, а началом тектонического цикла.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Завершая анализ изменения отдельных типов осадочных пород в
геологической истории Земли, общих форм эволюции осадочного по­
родообразования, причин и движущих· сил эволюции, можно еще раз
констатировать, что направленное изменение характера осадочного
процесса и образующихся в результате осадочных пород в определя­
ющей степени обусловлено появлением на Земле жизни, воздействи­
ем живого вещества, в понимании В.И. Вернадского, который опре­
делял живое вещество как «совокупность живых организмов, выра­
женную в весе, в химическом составе, в мерах энергии и в характере
пространства» [В~рнадский, 1934, с. 44]. Им показано, что живое
вещество предс~:;~ляет собой «особую область накопления свободной
химической энергия в биосфере, превращения в нее световых излуче­
ний солнца» [Вернадский, 1926, с. 27-28], и что эта «совокупность
организмов, участвующих в геохимических процессах» [Вернадский,
1978, с. 219], выполняет огромную по значимости геологическую
работу.
Это воздействие осуществляется двумя путями. Во-первых, непо­
средственно в виде самого органического вещества, образующего за­
тем породы - угли, нефть, либо чаще из скоплений скелетов организ­
мов - опоки, многие, если не большинство, известняков. Во-вторых,
опосредованно, через создание определенных геохимических сред и
эволюции последних. Именно организмы, точнее - фотосинтезирую­
щая деятельность автотрофов создала кислородную атмосферу, что
обусловило появление оксидов и оксидных форм соответствующих
осадочных пород - сульфатов, гидроксидов трехвалентного железа и
т.д.Через геохимический цикл кальция и магния на Земле осущест­
вляется регуляция кислотно-щелочных свойств среды. Биота, точ­
нее, ее изменение во времени обусловили сменукислотно-щелочных
свойств и как следствие этого - отмеченное замещение кальциевых
карбонатов архея магнезиальными протерозоя, а затем сокращение
Заключение
193
последних и замещение их известняками, исчезновение формации
железистых кварцитов и т.д.
Создание таких обстановок имеет неизмеримо большее значение,
нежели прямое осаждение вещества организмами, ибо определяет об­
щую глобальную обстановку протекания осадочных процессов и их
изменения, что воздействует на образование всех типов осадочных
пород и их ассоциаций, примером чему является практически весь
материал настоящей работы.
Живые организмы непосредственно, а также генерируемое ими
органическое вещество и созданные жизнью геохимические среды
влияют на осадочный процесс на всех его стадиях. Они определяют
тип выветривания, то есть формирование первых экзогенных обра­
зований - кор выветривания, состав и характер исходных продуктов
для дальнейшего осадочного процесса, в той или иной форме уча­
ствуют, а нередко и определяют перенос и осаждение этого матери­
ала. Громадна роль биоса в диагенетических преобразованиях. Она
несколько сокращается, но, видимо, не исчезает полностью и в про­
цессах катагенеза.
В этом отношении осадочный процесс и его эволюцию можно
1
'
видимо, разделить на два временных интервала: добиогенный - ран-
ний архей (?), и биогенный - остальная большая часть геологической
истории планеты.
В связи с этим изложенное выше положение о факторах эволюции
осадочного породообразования может быть уточнено и скорректиро­
вано. Со второй половины архея абсолютно ведущим является именно
биогенный фактор, который и определяет геохимические обстановки
внешних геосфер и их эволюцию.
Даже изменение во времени состава пород источников поставки
осадочного материала обусловлено жизнедеятельностью организмов,
которые влияли на образование осадочных пород, возрастание их ко­
личества и соответственно изменение во времени типов и состава по­
род источников сноса.
Что касается «внешних» абиогенных факторов - тектоники и кли­
мата, то они накладывались на обусловленную жизнью эволюцию и
осложняли ее в виде появления цикличности (периодичности) оса­
дочного породообразования.

194
Заключение
Завершить настоящие очерки можно (и нужно!) провидческими
словами В.И. Вернадского: « ... на земной поверхности нет химиче­
ской силы, более постоянно действующей, а потому и более могуще­
ственной по своим конечным последствиям, чем живые организмы,
взятые в целом.И чем более мы изучаем химические явления биосфе­
ры, тем более мы убеждаемся, что на ней нет случаев, где бы они
были независимы от жизни» [Вернадский, 1926, с. 25].
ЛИТЕРАТУРА
Акульшина Е.П. Вещественный состав глинистой части пород палео­
зоя Сибирской и Русской платформ и его эволюция. Новосибирск:
Наука, 1971. 152 с.
Акульшина Е.П. Эволюция состава глинистого вещества осадочных
пород от рифея до мезозоя // Эволюция осадочного породообразо­
вания в истории Земли. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1976.
с. 109-115.
Акульшина Е.П. Эволюция состава глинистого вещества в позднем
докембрии и фанерозое // Эволюция осадочного процесса в океа­
нах и на континентах. М.: Наука, 1983. С. 134-142 .
Анатольева А.И Эволюция домезозойских красноцветных форма­
ций // Эволюция осадочного породообразования в истории Земли.
Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1976. С. 44-55 .
Анатольева А.И Главные рубежи эволюции красноцветных форма­
ций. Новосибирск: Наука, 1978. 190 с. (Тр. ИГиГ СО АН СССР,
вып. 416).
Анатольева А.И Эволюция континентального красноцветного поро­
дообразования в истории Земли// Эволюция осадочного процесса
в океанах и на континентах, М.: Наука, 1983. С. 121-128.
Антошкина А.И Бактериальный литогенез// Обзор концептуальных
проблем литологии. М.: ГЕОС, 2012. С. 89 -105.
Антошкина А.И, Пономаренко Е.С. Биоиндуцированная крустифи­
кация как реакция позднекаменноугольно-раннепермских рифо­
вых экосистем на изменения биосферы // Становление скелета
у различных групп организмов и биоминерализация. Серия Гео­
биологические системы в прошлом. М.: ПИН РАН, 2014. С. 44-62.
Аристотель. Метеорологика. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 240 с.
Бактериальная палеонтология. М.: ПИН РАН, 2002. 188 с. Ред. А.Ю. Ро­
занов.
Бакиров А.А. Гигантские и мегагигантские зоны нефтегазонакопле­
ния зарубежных стран и геологические условия их формирования
и размещения в свете учения И.М. Губкина // Губкинские чтения.
М.: Недра, 1972. С. 124-171.

196
Литература
Барабошкин Е.Ю. Конденсированные разрезы: терминология, типы,
условия образования// Вестник МГУ Сер. геол. 2009. No 3. С. 13-
20.
БардошшиД Карстовые бокситы. М.: Мир, 1981. 456 с.
Батурин Г.МФосфоритонакопление в океане. М.: Наука, 2004. 440 с.
Бергман И.А. Еще раз о литий-магниевом отношении как критерии
карбонатной природы рудного вещества докембрийских желези­
стых формаций// Отечественная геология. 2002. No 516. С. 55-61.
Бергман И.А. Литий-магниевое отношение как критерий карбонатной
природы рудного вещества железисто-кремнистых формаций //
Докл. РАН, 2005. Т. 400. No 6. С. 782-784.
Благовидов В.В. Неогеновые соленосные формации Средней и
Центральной Азии. Новосибирск: Наука, 1978. 150 с. (Тр. ИГиГ
СО АН СССР, вып. 394).
Богатиков О.А, Коваленко В.И. Эволюция магматизма в истории
Земли // Эволюция геологических процессов в истории Земли. М.:
Наука,)993. С. 115-128.
Богатико/ О.А" Балашов Ю.А., Коваленка В.И. Эволюция магматиз­
ма удокембрии и фанерозое // Эволюция геологических процес­
соВ. М.: Наука, 1989. С. 24-36 .
Бо/атырев Б.А. Эволюция бокситообразования в истории Земли
11 Концептуальные проблемы литологических исследований в
России. Материалы Всесоюзного литологического совещания.
Казань: Казанский ун-т, 2011. Т. 1. С. 129-133.
Брокгауз Ф.А., Ефрон И.Ф. Энциклопедический словарь. Т. XVIII.
СПб" 1896.
Броневой В.А" Теняков В.А. К эволюции бокситообразующих процес­
сов в фанерозое// Литология и полезные ископаемые. 1987. No 1.
С. 41-50 .
Броневой В.А" 3Wlьберминц А.В" Теняков В.А. Средний химический
состав бокситов и его эволюция во времени // Геохимия. 1985.
No 4. с. 435-446.
Будыко МИ., Ронов А.Б., Яншин А.Л. История атмосферы. Л.:
Гидрометеоиздат, 1985. 208 с.
Булах А.Г., Золотарев А.А. Геологическая природа Селигдарского
поля апатитоносных карбонатных пород (Алданский щит)// Сов.
геология. 1983. No 6. С. 96-101.
Литература
197
Бюффон Ж.Л.Л. Всеобщая и частная естественная история графа де
Бюффона. Ч. 1. СПб., 1789.
Вальтер И. История Земли и жизни. СПб.: Изд-во П.П. Сойкина,
1912. 539 с.
Вальтер И. Начатки геологии. Петроград: Просвещение, 1915. 154 с.
(перепечатка: Просвещение, 1920, 152 с.)
Вассоевич Н.Б., Корнилова Н.Н" Чернышов В.В. О содержании угле­
родистого органического вещества в континентальном секторе
осадочной оболочки Земли// Вестник МГУ. Сер. геол. 1973. No 1.
С. 8-23.
Вейл П.Р., Митчем Р.М, Томсон С. Глобальные циклы относительных
изменений уровня моря// Сейсмическая стратиграфия. М.: Мир,
1982. Т. 1. С. 160-183.
Вернадский В.И. Биосфера. Л.: Научи. хим.-техн. изд-во, 1926. 146 с.
Вернадский В.И. Очерки геохимии. М.-Л.: Государственное издатель­
ство, 1927. 368 с.
Вернадский В.И. Очерки геохимии. 4-е (2-е русское) издание. М.-Л.­
Грозный-Новосибирск: Горгеонефтеиздат, 1934. 380 с.
Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окруже­
ния. М.: Наука, 1965. 374 с.
Вернадский В.В. Живое вещество. М.: Наука, 1978. 358 с.
Вернадский. В.И. Проблемы биогеохимии. М.: Наука, 1980. 224 с. (Тр.
Биогеохимической лаборатории, т. 16).
Вернадский В.И. Очерки геохимии. 7-е (4-е русское) издание. М: На­
ука, 1983. 422 с.
Вернадский В.И. Труды по всеобщей истории науки. 2-е изд. М.: Нау­
ка, 1988. 336 с.
Вернадский В.И. Научная мысль как планетное явление. М.: Наука,
1991. 271 с.
Виноградов А.П. Химическая эволюция Земли. М.: АН СССР, 1959.
44 с.
Виноградов В.И. О признаках былого существования эвапоритов в ран­
нем докембрии // Проблемы соленакопления. Т. 1. Новосибирск:
Наука, 1977. С. 105-108.
Виноградов А.П., Ронов А.Б., Ратынский В.М Эволюция химического
состава карбонатных пород // Совещание по осадочным породам.
Доклады. Вып. 1. М.: АН СССР, 1952. С. 104-123.

198
Литература
Вышемирский В. С. Стратиграфическое распределение горючих ис­
копаемых// Геология и геофизика, 1978. No 6. С. 3-9.
Вышемирский В. С. Распределение мировых запасов нефти и газа по
фациям// Геология и геофизика. 1980. No 1. С. 3-8.
Вышемирский В. С. Эволюция каустобиолитов в истории фанерозоя
11 Эволюция осадочного рудообразования в истории Земли. М.:
Наука, 1984. С. 102-113.
Галимов Э.М Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра,
1968. 226 с.
Галимов Э.М, Мигдисов А.А., Ронов А.Б. Вариации изотопного со­
става карбонатного и органического углерода осадочных пород в
истории Земли// Геохимия. 1975. No 3. С. 323-342.
Геология океана. Геологическая история океана. М.: Наука, 1980.
464 с.
Герасименко Л.М, Заварзин ГА., Розанов А.Ю., Ушатинская Г.Т.
Роль цианобактерий в образовании фосфатных минералов //
Ж~1шал общ. биологии. 1999. Т. 60. No 4. С. 415-430.
ГерасЩtенко Л.М, Сапова Е.В., Орлеанский В.К., Ушатинская Г.Т.,
Жег\zлло Е.А., Розанов А.Ю., Заварзин ГА. Силификация цианобак­
териЙ в лабораторной культуре// Кварц. Кремнезем. Материалы
\
Международного семинара. Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 276-
277.
Горьковец В.Я, Раевская МБ. Эволюция осадочного процесса в неар­
хейской истории Фенноскандинавского щита // Концептуальные
проблемы литологических исследований в России. Казань: Ка­
занский ун-т, 2011. Т. 1 . С. 249-252.
Гринин Л.Е. Производственные революции и периодизация истории//
Вестник РАН. 2007. Т. 77. No 4. С. 309 -315.
Давиташвили Л.Ш. Эволюция условий накопления горючих ископе­
мых в связи с развитием органического мира. М.: Недра, 1971.
296 с.
Дарвин Ч Воспоминания о развитии моего ума и характера (Авто­
биография)// Сочинения. Т. 9. М.: АН СССР, 1959. С. 166-242 .
Додатко А.Д. Коры выветривания и атмосфера в докембрии// Гео­
химия и рудообразование. Киев: Наукова Думка, 1987. Вып. 15.
С. 88-93 .
Дронов А.В.Секвенс-стратиграфия ордовикского палеобассейна Бал­
тоскандии. Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. СПб., 2000. 32 с.
Литература
199
Дронов А.В., Зайцев А.В. Холодноводные карбонаты в верхнем ордови­
ке Сибирской платформы// Концептуальные проблемы литологи­
ческих исследований в России. Материалы Всесоюзного литологи­
ческого совещания. Казань: Казанский ун-т, 2011. Т. 1. С. 280-283.
Егатюв Э.А., Катаева В.Н. Роль строматолитовых построек при фор­
мировании микрозернистых фосфоритов // Геология и геофизика.
1985. No 4. С. 42-50.
Жарков МА. история палеозойского соленакопления. Новосибирск:
Наука, 1978. 272 с.
Жарков МА. Этапы грандиозного накопления эвапоритов и про­
блема изменения солености вод Мирового океана в фанерозое//
Проблемы эволюции геологических процессов. Новосибирск:
Наука, 1981. С. 110-121 (Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН
СССР, вып. 517)
Жарков МА. Эволюция галогенного осадконакопления в истории
Земли// 27-й Международный геол. конгресс. Доклады советских
геологов. Литология. М.: Наука, 1984. Т. 4 . С. 69-75.
Жарков МА. Эволюция эвапоритов в докембрии в связи с преобра­
зованиями биосферы и химического состава Мирового океана.
Статья 1. Эвапориты архея и раннего протерозоя// Стратиграфия.
Геологическая корреляция. 2005. Т. 13. No 2. С. 19-29.
Жемчужников Ю.А. Развитие угленакопления в геологической исто­
рии// Известия АН СССР. Сер. геол. 1955. No 3. С. 57-82.
Журавлева Л.М Доломит и ангидрит в карбонатных отложениях овин­
пармского горизонта лохковского яруса в Тимано-Печорской не­
фтегазоносной провинции// Известия вузов. Геология и разведка.
2013. No 5. с. 26-29.
Заварзин ГА. Литотрофные микроорганизмы. М.: Наука, 1972. 315 с.
Заварзин ГА. Микробный геохимический цикл кальция// Микробио­
логия. 2002. Т. 71. No 1 . С. 5-22.
Заварзин ГА. Лекции по природоведческой микробиологии. М.: Нау­
ка, 2003. 348 с.
Заварзина Д.Г Образование магнетита и сидерита термофильными
железоредуцирующими бактериями // Палеонтологический жур­
нал. 2004. No 6. С. 3-8.
Зайцева Л.В., Орлеанский В.К., Герасименко Л.М, Ушатинская Г.Т.
Роль цианобактерий в кристаллизации магнезиальных кальцитов
11 Палеонтологический журнал. 2006. No 2. С. 14-20.

200
Литература
Зайцева Л.В., Орлеанский В.К., Алексеев Л.О., Ушатинская Г.Т., Ге­
расименко Л. М Трансформация карбонатных минералов в циано­
бактериальном мате при лабораторном моделировании // Микро­
биология. 2007. Т. 76. No 3. С. 390-404.
Занин Ю.Н. Веществен:t;,1~ и текстурно-структурные типы фосфо­
ритсодержащих пород~ их эволюция// Проблемы образования
осадочных формаций. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987а.
с. 3-36 .
Занин Ю.Н., Горленко В.М, Миртов Ю.В., Красильникова Н.А" Летов
С.В. Бактериеморфные образования в желваковых и зернистых
фосфоритах// Геология и геофизика. 1987б. No 2. С. 43-49.
Казанский Ю.П. О связи состава атмосферы с развитием жизни в до­
кембрии и палеозое// Среда и жизнь в геологическом прошлом.
Поздний докембрий и палеозой Сибири. Новосибирск: Наука,
1973. С. 32-35 .
КШiеда Г.А. Периодизация геологической истории кремнезема// Во­
просы минералогии осадочных образований. Кн. 3 и 4. Львов:
Львовский ун-т, 1956. С. 277-291.
КШiеда Г.А. Основные черты эволюции кремнистого осадконакопле­
ния// Геохимия кремнезема. М.: Наука, 1966. С. 371-392.
КШiеда Г.А. Эволюция кремнистого осадконакопления на континен­
тальном блоке// Происхождение и практическое использование
кремнистых пород. М.: Наука, 1987. С. 43-59.
КШiинко МК. Соленакопление, образование соляных структур и их
влияние на нефтегазоносность. М.: Недра, 1973. 132 с. (Тр. Всесо­
юзн. Науч.-исслед. геол.-разв. нефт. ин-та, вып. 127).
КШiугин А.С. О роли вулканизма и рифов в образовании бокситов гео­
синклинальных областей // Литология и полезные ископаемые.
1967. No 1. с. 3-24.
КШiугин А.С.Новые данные о происхождении бокситов карстового
типа// ДАН СССР. 1973. Т. 211. No ().С. 1440-1443.
Карцев А.А. Геохимическая эволюция нефтей. Геология нефтегазо­
носных районов СССР. М.: Гостоптехиздат, 1960 С. 53-64 (Тр.
МИНХиГП им. И.М. Губкина, вып. 27).
Карцев А.А. Основы геохимии нефти и газа. М.: Недра, 1969. 272 с.
Константинов ММ, Сынгаевский Е.Д. Биогенное рудообразование.
М.: МЭЙЛУР, 2011. 174 с.
Литература
201
Канторович А.Э., Стасова О.Ф. Типы нефтей в осадочной оболочке
Земли// Геология и геофизика. 1978. No 8 . С. 3 -13.
Канторович А.Э., Богородская Л.И., Голышев С.И. Распределение
стабильных изотопов углерода в седикахитах различной генети­
ческой природы// Геология и геофизика, 1985а. No 7. С. 3 -11 .
Канторович А.Э., Богородская Л.И., Голышев С.И. Закономерности
фракционирования изотопов углерода в седикахитах // Геология и
геофизика. 1985б. No 9. С. 34-42
Красильникова Н.А. О генезисе фосфоритов и эволюции фосфори­
тообразования // Литология и полезные ископаемые. 1967. No 5.
с. 156-163.
Красилышкова Н.А. Историко-геологическое развитие условий фос­
форитообразования // Состояние и задачи советской литологии.
М.: Наука, 1970. Т. 3. С. 3-9.
Крылов ИН" Тихомирова К.Н., Орлеанский В.К. К образованию крем­
нистых микрофоссилий // Палеонтологический журнал. 1988.
No3.С.3-9.
Кузнецов В.Г. О двух типах соленосных толщ // Геология и геофизика.
1972. No 7. С. 22-30.
Кузнецов В.Г. Эволюция стратиграфического и тектонического поло­
жения нефтегазоносных рифов // Эволюция карбонатонакопления
в истории Земли. М.: Наука, 1988. С. 187-198.
Кузнецов В.Г. Бескаркасные рифы - типы, строение, положение в
геологическом разрезе. Сообщение 1. Постановка проблемы. По­
стройки кубковидных организмов // Литология и полезные ис­
копаемые. 1996. No 5. С. 493-501. Сообщение 2. Иловые холмы и
постройки, сложенные онколитоподобными образованиями. Об­
щая характеристика бескаркасных рифов // Литология и полезные
ископаемые. 1996. No 6 . С. 602-613.
Кузнецов В.Г. О глобальных соотношениях соленакопления с клима­
том// Литология и полезные ископаемые. 1997а. No 1. С. 94-98 .
Кузнецов В.Г. Парадокс древних тайдалитов // Докл. РАН. 1997б.
т. 357. No 2. с. 223-235.
Кузнецов В.Г. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.:
ГЕОС, 2003. 262 с.
Кузнецов В.Г. Связь эволюции цианофитов и стратиграфического раз­
мещения магнезитов// Геология и разведка. 2004. No 4. С. 30-36.

202
Литература
Кузнецов В.Г. Эволюция доломитообразования и ее возможные при­
чины// Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2005. Т. 80 . Вып. 4. С. 49-66 .
Кузнецов В.Г. О методах Леонардо да Винчи при анализе геологи­
ческих процессов (на примере изучения Всемирного потопа) //
Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2007. Т. 82. Вып. 4. С. 80-83 .
Кузнецов В.Г. Два Чарлза - Лайель и Дарвин и их влияние на измене­
ние научного и общественного мировоззрения в ХIХстолетии //
Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2010а. Т. 85. Вып. 3 . С. 69-91.
Кузнецов В.Г. Карбонатные отложения докембрия. Состав, условия об­
разования, нефтегазоносность. М.: И.П. Матушкина, 2010б. 151 с.
Кузнецов В.Г., Курце М, Смилъгис ИИ, Сувейздис ПИ, Шмидт Шт.
Рифы нижнего цехштейна Восточной Европы 11 Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1984. No 1 С. 51-65
Кузнецов В.Г., Бакина В.В., Биткова Т.В. Коллекторские свойства и
модель строения венд-кембрийской толщи Бысахтахского место­
рождения (Восточная Сибирь)// Геология нефти и газа. 1993. No
1. с. 20-24 .
Кювье Ж. Рассуждение о переворотах на поверхности земного шара.
М.-Л.: Гос. изд.-во биол. и мед. лит-ры, 1937. 368 с.
Леонардо да Винчи. Избранные произведения. Т. 1. СПб.: Наука, Нева;
М., ОЛМА-ПРЕСС, 1999. 415 с.
Леонтьева Г.А., Шорин ПА., Кобрин В.Б. Ключи к тайнам Клио. М.:
Просвещение, 1994. 286 с.
Ломоносов МВ. О слоях земных. Сочинения Ломоносова. Т. 2. СПб.:
Изд. А. Смирдина, 1850. 587 с.
Лопатин Н.В. Эволюция биосферы и горючие ископаемые// Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1979. No 7. С. 5-22.
Лопатин Я.В.Образование горючих ископаемых. М.: Недра, 1983.
192 с.
Лопатин Н.В. Развитие нефтегазообразования в связи с эволюцией
биосферы и геологических процессов // Эволюция нефтегазоо­
бразования в истории Земли. М.: Наука, 1986. С. 17 -21.
Лучинина В.А. Кембрийские водорослевые постройки и фосфатогенез
// Фанерозойские рифы и кораллы СССР. Б.С. Соколов - ред. М.:
Наука, 1986. С. 211-215.
Лучинuна В.А. Epiphyton Вот. - типичный представитель CalciЬionta
-
группы вымерших известковых водорослей /! Кембрий Сибири
и Средней Азии. М.: Наука, 1988. С. 126-132.
Литература
203
Лучинина В.А. Кальцибионты - известковые водоросли венда-фане­
розоя. Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. Новосибирск, 1990.
33 с.
Лучuнина В.А. Renalcis и Epiphyton - разные формы единого жизнено­
го цикла известковых водорослей !! Палеонтологический журнал.
2009. No 4. С. 101-105.
Ляйэлль Ч Основные начала геологии или новейшие изменения Зем­
ли и ее обитателей. СПб., 1866. Т. 1. 399 с.; Т. 2. 562 с.
Магматические горные породы. Т. 6. Эволюция магматизма в истории
Земли. М.: Наука, 1987. 439 с.
Мерзляков Г.А. Пермские соленосные бассейны Евразии. Новоси­
бирск: Наука, 1979.142 с. (Тр. ИГиГ СО АН СССР, вып. 369).
Мерзляков Г.А. Докембрийские сульфатоносные толщи Алданского
щита// Проблемы формационного анализа. Новосибирск: Наука,
1986. с. 146-155.
Михайлов Б.М Эволюция обстановок бокситонакопления в геологи­
ческой истории Земли// Проблемы генезиса бокситов. М.: Наука,
1975. С. 41-55 .
Надсон Г.А.Микрооганизмы как геологические деятели. СПб., 1903.
110 с.
НаливкинД.В. Геология Азии// Природа. 1964. No 12. С. 2-13.
Неймайр М История Земли. СПб., 1904. Т. 1. 761 с.
Неручев С.Г. Накопление органического вещества и горючих ископае­
мых в фанерозое// ДАН СССР. 1979. Т. 247. No 3. С. 664-667.
Неручев С.Г. Об эволюции нефтегазообразования в истории Земли
11 Эволюция нефтегазообразования в истории Земли. М.: Наука,
1986. С. 5-16.
Неручев С.Г., Бекетов В.М Эволюция условий формирования сланце­
вых отложений, богатых сапропелевым органическим веществом
11 Эволюция осадочного рудообразования в истории Земли. М.:
Наука, 1984. С.114-123.
Николай Стенон. О твердом, естественно содержащемся в твердом.
М.: АН СССР, 1957. 151 с.
Обстановки осадконакопления и фации. М.: Мир, 1990. Т. 1. 352 с.; Т.
2. 384 с.
Перелъман А.И Геохимия. М.: Высшая школа, 1979. 423 с.
Проблемы генезиса бокситов. М.: Наука, 1975 С. 41-55 .
Проблемы ранней эволюции фотосинтеза. М.: ПИН РАН, 2011. 218 с.

204
Литература
Проблемы эволюции геологических процессов. Новосибирск: Наука,
1981. 210 с. (ИГиГ СО АН СССР, вып. 517).
Пунанова С.А. Микроэлементы нефтей, их использование при гео­
химических исследованиях и изучении процессов миграции. М.:
Недра, 1974. 216 с.
Пунанова С.А. О полигенной природе источника микроэлементов
нефтей //Геохимия. 2004. No 8. С. 893-907.
Пунанова С.А., Катченков С.М Изменение соотношения ванадия и
никеля в нефтях фанерозоя в связи с эволюцией органического
мира// Эволюция нефтеобразования в истории Земли. Тезисы до­
кладов. М.: МГУ, 1984. С. 34-35 .
Пустовшюв Л.В. Петрография осадочных пород. М.-Л.: Гостоптехиз­
дат,1940.Т.1.476с.Т.2.420с.
Пустовалов ЛВ. К вопросу о положении в науке об осадочных поро­
дах// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1950. No 4. С. 68 -102.
Раабен В.Ф. Размещение нефти и газа в регионах мира. М.: Наука,
1978. 144 с.
Работное В. Т. Эвапоритовые образования докембрия // Литология и
осадочная геология докембрия. М.: Наука, 1973. С. 33 -50 .
Ранняя колонизация суши. М.: ПИН РАН, 2012. 194 с.
Решение Совещания по осадочным породам// Совещание по осадоч­
ным породам. Доклады. М.: АН СССР, 1955. Вып. 2. С. 155-170.
Решения третьей палеоэколого-литологической сессии // Ископаемые
рифы и методика их изучения. Свердловск: Институт геологии и
геохимии, 1968. С. 248-251.
Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы. М.: ПИН РАН,
2011. 228 с.
Розанов А.Ю" Жегалло Е.А. К проблеме генезиса древних фосфоритов
Азии// Литология и полезные ископаемые. 1989. No 3. С. 67-82.
Розен 0.М Наблюдаемые признаки первичных осадков и условия
раннего литогенеза в истории Земли // Концептуальные проблемы
литологических исследований в России. Т. 2. Казань: Казанский
ун-т, 2011. С. 173-176.
Ронов А.Б. Стратисфера, или осадочная оболочка Земли (количествен­
ное исследование). М.: Наука, 1993. 144 с.
Рухин Л.Б. Основы общей палеогеографии. Л.: Гостоптехиздат, 1959.
557 с.
Литература
205
Сауков А.А. Эволюция факторов миграции элементов в геологической
истории// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. No 5. С. 3-16.
Сергеев В.Н Окремненные микрофоссилии докембрия: природа, клас­
сификация и биостратиграфическое значение. М.: ГЕОС, 2006. 280 с.
Сергеев В.Н, Семихатов МА., Федонкин МА., Вейс А. Ф., Воробьева
Н.Г. Основные этапы развития докембрийского органического
мира. Сообщение 1. Архей и ранний протерозой // Стратиграфия.
Геологическая корреляция. 2007. Т. 15. No 2. С. 25-46.
Сидоренко Св.А. Жизнь в докембрии в свете современных данных по
органическому веществу// 27-й Международный геологический
конгресс. Доклады. Т. 5. Геология докембрия. М.: Наука, 1984.
С.86-92
Сидоренко Св.А. Сидоренко А.В. Об «углеводородном дыханию> до­
кембрийских графитсодержащих толщ// ДАН СССР. 1970. Т. 192.
No 1. С. 184-187.
Сидоренко Св.А., Сидоренко А.В. Органическое вещество в осадочно­
метаморфических породах докембрия. М.: Наука, 1975. 139 с. (Тр.
ГИН АН СССР, вып. 277).
Сидоренко Св.А., Теняков В.А. Органический углерод в осадочно­
метаморфических породах докембрия (новые данные)// Эволю­
ция нефтегазообразования в истории Земли. М.: Наука, 1986.
с. 63-66 .
Сидоренко А.В., Теняков В.А., Сидоренко Св.А. Осадочно-метамор­
фические процессы и «газовое дыхание» земной коры // ДАН
СССР. 1978. Т. 238. No3. С. 705-708.
Совещание по осадочным породам. Доклады. М.: АН СССР. 1952.
Вып. 1. 326 с. 1955. Вып. 2. 363 с.
Соколов Б.С. Биосфера: понятие, структура, эволюция // В.И. Вер­
надский и современность. М.: Наука, 1986. С. 98-122 .
Соколов Б. С. Рифей и венд в геобиохронологической перспективе
поисков докембрийских углеводородов// Геология и геофизика.
1999. т. 40. No 10. с. 1389-1396.
Справочное руководство по петрографии осадочных пород. Л.: Го­
стоптехиздат, 1958. Т. 2. 519 с.
Сривастава Н, Сайгол Г.С., Банерджи Д.М Картина изменения со­
держаний элементов в столбчатых фосфатных строматолитах,
межстолбчатых карбонатных и массивных фосфоритах из пород

206
Литература
Удайпура (Раджастан, Индия)// Геология месторождений фосфо­
ритов и проблемы фосфоритообразования. Новосибирск: ИГиГ
СО АН СССР, 1982. С. 137-145.
Страхов Н.М Железорудные фации и их аналоги в истории Земли.
М.: АН СССР, 1947. 267 с. (Тр. ИГН, вып. 73. Сер. геол. No 22).
Страхов Н.М Основы исторической геологии. М.-Л.: Госгеолтехиз­
дат, 1948. Ч. 1. 253 с.
Страхов Н.М О периодичности и необратимой эволюции осадкона­
копления в истории Земли// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1949. No 6.
С. 70-111.
Страхов Н.М Известково-доломитовые фации современных и древ­
них водоемов. М.: АНСССР, 1951. 371 с. (Тр. ИГН, вып. 124. Сер.
геол. No 45).
Страхов Н.М Основы теории литогенеза. М.: АН СССР. Т. 1. 1960.
212 с.
Страхов Н.М Этапы развития внешних геосфер и осадочного поро­
дообразования в истории Земли// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1962.
No 12. с. 3-22.
Страхов Н.М Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.:
Госгеолтехиздат, 1963. 535 с.
Федонкин МА. Холодная заря животной жизни// Природа. 2000. No
9. с. 3-11.
Хворова ИВ. Кремненакопление в геосинклинальных областях про­
шлого// Осадкообразование и полезные ископаемые вулканиче­
ских областей прошлого М.: Наука, 1968. С. 9-136 (Тр. ГИН АН
СССР, вып. 195).
Хворова ИВ. Основные черты эволюции кремненакопления в фанеро­
зое // Эволюция осадочного процесса в океанах и на континентах.
М.: Наука, 1983. С. 111-120.
Холодов В.Н. Эволюция кремненакопления в истории Земли // Проис­
хождение и практическое использование кремнистых пород. М.:
Наука, 1987. С. 6-43.
Холодов В.Н. Эпохи фосфоритообразования и биогеохимия фосфора
//Литология и полезные ископаемые. 1997. No 6. С. 563-576.
Холодов В.Н., Пауль РК. Фосфатные пеллеты фосфоритов Каратау и их
генезис// Литология и полезные ископаемые. 1995. No 1. С. 61-75.
Хэлле.м Э. Великие геологические споры. М.: Мир, 1985. 216 с.
Литература
207
Чумаков Н.М Главные ледниковые события прошлого и их геологи­
ческое значение// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1984. No 7. С. 35-53.
Чумаков Н.М Причины глобальных климатических изменений по ге­
ологическим данным// Стратиграфия. Геологическая корреляция.
2004. т. 12. No 2. с. 7-32.
Чумаков Н.М Закономерности глобальных климатических измене­
ний по геологическим данным // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 2005. Т. 13 No 3. С. 3-25.
Шатский Н.С., Косыгин Ю.А., Пейве А.В., Пущаровский Ю.М,
Херасков Н.П., Штрейс Н.А., Яншин А.Л К вопросу о периодич­
ности осадкообразования и методе актуализма в геологии // К
вопросу о состоянии науки об осадочных породах. Т. 1. М. : АН
СССР, 1951. С. 146-163.
Школьник Э.Л, Жегшто Е.А., Еганов Э.А. О происхождении фосфат­
ных зерен (пеллет) фосфатов формации Фосфория, США// Лито­
логия и полезные ископаемые. 1992. No 5 . С. 126-133.
Шуйский В.П., Мухина В.П. Палеогеографическое положение и не­
которые данные о литологии нижнедевонских и нижнеэйфельских
рифах Урала // Ископаемые рифы и методика их изучения.
Свердловск: Институт геологии и геохимии, 1968. С. 89-115.
Эволюция геологических процессов в истории Земли. М: Наука, 1993.
240 с.
Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: Наука, 1988. 288 с.
Эволюция нефте-газообразования в истории Земли. М.: Наука, 1986.
223 с.
Эволюция осадочного процесса в океанах и на континентах. М.:
Наука, 1983. 264 с.
Эволюция осадочного рудообразования в истории Земли. М.: Наука,
1984. 231 с.
Юдин Б.Г. Знание как социальный ресурс// Вестник РАН. 2006. Т. 76.
No 7. С. 587-595 .
Яншин А.Л. Красноцветные формации// БСЭ. Т. 25. 1953. С. 264.
Яншин А.Л О глубине солеродных бассейнов и некоторых вопросах
формирования мощных соляных толщ 11 Геология и геофизика.
1961. No 1. с. 3-15.
Яншин А.Л Перспективы и научные проблемы поисков калийного и
фосфатного сырья в Сибири// Бюлл. МОИП. Отд. геол. No 5. 1964.
С. 3-30 .

208
Литература
Яншин А.Л. Принцип актуализма и проблема эволюции геологиче­
ских процессов// Пути и методы познания закономерностей раз­
вития Земли. М.: ВИНИТИ, 1963. С. 1-8 .
Яншин А.Л. Предисловие (О принципах выделения геологических
форомаций) // Анатольева А.Н. Домезозойские красноцветные
формации. Новосибирск: Наука, 1972. С. 5 -12 (Тр. ИГиГ СО АН
АНСССР, вып. 190).
Яншин А.Л. Эволюция геологических процессов в истории Земли. Л.:
Наука, 1988. 39 с.
Яншин А.Л. Эволюция фосфоритообразования //Эволюция геологи­
ческих процессов в истории Земли. М.: Наука, 1993б. С. 158-174 .
Яншин А.Л., Жарков МА. Эпохи и эволюция фосфоритонакопления
в истории Земли// Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1986. Т. 61. Вып. 2.
С. 7-19.
Ярошевский А.А. Идея о «вечности» жизни и принцип постоянства
геохимических параметров биосферы в концепции В.И. Вернад­
ского// Вестник РАЕН. 2003. Т. 3. No 1. С. 22-24.
Aitken J.D. Classification and environmental significance of cryptalgal-
limestonesand dolomites with illustrations from the Cambrian and Or-
dovician of southwestern Alberta // Journal of Sedimentary Petrology.
1967. V . 37. Р. 1163-1178.
А/ Haddad Sh., Mancini Е.А. Reservoir characterization modeling, and
evaluation of Upper Jurassic Smackover microbial carbonate and as-
sociated facies in Little Cedar Creek field, southwest Alabama, eastern
Gulf coastal plain of the Unated States // AAPG. Bull. 2013. V . 97.
N 11. Р. 2059-2083.
Bois С" Bouche Р., Pelet R. Global Geologic history and distribution of
hydrocarbon reserves // AAPG. Bull. 1982. V. 66 . Р. 1243-1270.
Bontognali Т.R.R., Vasconcelos С, Warthmann R.J., Bernasconi Ch.M,
Dupraz Ch., Strohmenger Ch., McKenzie J.A. Dolomite formation
within microЬial mats in the coastal sabkha ofAbu DhaЬi (United Arab
Emirates) // Sedimentology. 2010. V . 57. N 3. Р. 824-844.
Виrпе R. V ., Moore L.S . MicroЬiolites: organosedimentary deposits ofben-
tic microЬial communities // Palaios. 1987. V . 2 . N 3. Р. 241-254.
Burns St.J., McKenzie J.A., Vasconce/os Cr. Dolomite formation and Ьio­
geochemical cycles in the Phanerozoic // Sedimentology. 2000. V . 47 .
Suppl. 1. Р. 49-61.
Литература
209
Capezzuoli Е., Gandin А., Pedley М Decoding tufa and tr11vcrtine (fresh
water carbonates) in the sedimentary record: The statc ol'tl1c art // Sed-
imentology. 2014. V . 6. N 1. Р. 1-21 .
Chilingar G. V. Relationship between Са/Мg ratio and gcological age //
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1956. V . 40. Р. 2256-2266.
Choquette Р. W., Pray L. С Geological nomenclature and clш;sification
of porosity in sedimentary carbonates //Ат. Ass. Petrol. Cieol. Bull.
1970. V . 54. Р. 207-250.
Cool-Water Carbonates. SEPM Spec. РuЫ, 1997. V . 56 (Eds. N.P . James,
J.A.D. Clarce).
Daly R. First calcareous fossils and evolution of limestones // Cieol. Soc.
Amer. Bull. 1909. V. 20. Р. 2517-2527.
Fedonkin МА. The origin of the Metazoa in the light of Proterozoic fossil
records // Paleotological Research. 2003. N 1. Р. 9-41.В
Fischer А. G. Long-Term climatic oscilations recorder in stratigraphy //
Climate in Earth History. Washington: National Acad. Press, 1982.
Р. 97-104.
Frimmel НЕ. Archean atmospheric evolution: evidence from the
Witwatersrand gold fields, South Africa // Earth-Science Reviews.
2005. V . 70. Iss. 1-2 . Р. 1-46.
Hofmann HJ., Grey К" Thorpe R.I . Origin of 3.45 Ga coniformstromato-
lites in the Waпawoona Group, Western Australia // Geol. Soc. Amer.
Bull. 1999. V . III. Р. 1256-1262.
Garcia-Del-Cura МА., Sanz-Montero М Т., De-Los-Rios МА" Ascaso С
MicroЬial dolomite in fresh water carbonate deposits // Sedimentology.
2014. V. 61. N 1. Р. 41-55.
Kershaw W., Crasquin S" Collin Р.-У. MicroЬiolites and rapid environmen-
tal change in carbonate systems: paleogeographic and paleoecological
perspectives // 19-th IAS. Geneva, 2014. Р. 347.
Ginsburg R.N . The dilemaodf epicontinental peri-tidal carbonates // XXVII
Intern. Geol. Congr. Abstr. М., 1984. V . 9. Pt 2. Р. 88-89 .
James N.P. The cool-water carbonates // SEPM Spec. PuЬlication. N 56.
Tulsa: SEPM, 1997. Р. 1-20.
Lees А. PossiЫe influences of salinity and temperature оп modern carbon-
ate sedimentation //Маr. Geol. 1975. V . 19. Р. 159-198.
Lees А., Buller А. Т. Modern temperate-water and warm-water shelf car-
bonate sediments contrasted // Mar. Geol. 1972. V. 13. Р. М67-М73.

210
Литература
Nijman W., de Bruijne К. У, Valkcring МЕ. Growth fault control of Earth
Archean cherts, barite mounds and chart-barite veins, North Pole
Dome, Eastem Pilbara, Westem Australia // Precambrian Res. 1999.
V. 95. N 3-4. Р. 247-274.
Nofjke N, Gerdes G.,
К/епkе Th.,
Krumbein E.MicroЬially induced
sedimentary structures - а new category within the classification
of primary sedimentary structures // J. Sediment. Res. 2001, V. 71.
N 5. Р. 649-656.
Rucholz К. Einoberdevonisches Kalkvorkommen am Stolbom sue-
doestlich Benneckenstein (Harz) als Beispiel einer extremen strati-
graphischen Kondensation // Geologie. Berlin. 1963. Bd. 12. Heft 9.
S. 1039-1047.
Thompson J.B., Ferris F.G . Cyanobacterial precipitation of gypsum, cal-
cite, magnesite from natural alkaline lake water // Geology. 1990.
V. 18. Р. 995-998.
Ushatinskaya G.Т., Gerasimenko L.M, Zegallo Е. А., Zaitseva L. А., Or-
leanskii V. К. Significance of Bacteria in Natural and Experimental
Sedimentation of Carbonates, Phosphates, and Silicates // Paleonto-
logical J. 2006. V. 40. Suppl. 4 . Р. S524-S531.
Van Lith У, Warthman R., Vasconce/osC., McKenzie J.A. MicroЬial fossil-
ization in carbonate sediments: а resalt of the bacterial surface invol-
ment in dolomite precipitation // Sedimentology. 2003. V. 450. N 2.
Р. 237-245.
Vasconcelos Cr., McKenzie J.A. MicroЬial mediation ofmodem dolomite
precipitation and diagenesis under anoxic conditions (LagoaVermel-
ha, Rio de Janeiro, Brazil) // J. Sediment. Res. 1997. V . 67А. N 3.
Р. 378-390 .
Vasconcelos Cr., McKenzie Ju., Brnasconi St., Grulic D., Тiеп А. MicroЬial
mediation as а possiЫe mechanism for dolomite formation at low tem-
peratures // Nature. 1995. V . 377. Р. 220-222 .
Wacey D., Wright DТ., Воусе A.J. А staЫe isotope study of microЬial do-
lomite formations in the Coorong Region, South Australia // Chem.
Geol. 2007. V . 244. Iss. 1 -2 . Р. 155-174.
Walsh М Microfossils and possiЫe microfossils from the Early Archean
Onverwacht Group, Barberton Mountain Land, South Africa //
Precambrian Res. V. 54. 1992. Р. 271-292.
Walther J. Einleitung in die Geologie als historisce Wissenscaft. Iena,
Gustav Fischer, 1893/1894.
. l/11111_ература
211
Warthmann R., van Lith У., l1t1., ·1 ·1mcelos С., McKenzie J.A ., Karpoff. Bac-
terially induced dolomitc rr·cciritation in anoxic culture experiments //
Geology. 2000. V . 2Н. Р. 1091 1094.
Webb G.E. Late Missippi11ntro111bolitcЬioherms from the Pitkin Formation
ofnorthemArkansa:-1 // <icol. Soc. Amer. Bull. 1987. V . 99 . Р. 686-698 .
Westall F.,
Boni L.,
U11e1·:011i Н. The experimental silicification of
Microoganisms // Pulcorltology. 1995. V. 38 . N 3. Р. 495-528.
Westall F., The geochctr1ic11l c11viroшncnt and earliest life on Earth // 32-nd
Intemational Geologicul Cor1grcss. Abstracts. Florence, 2004. Pt. 2 .
Р. 978.
Wright D. Т. An organogcnic origin for widespread dolomite in thc Cam-
brian EileanDubh formution, Nortwestem Scotland // J. Sediment. Rcs.
1997.V.67А.N\.Р.5464.

Научное издание
Виталий Германович Кузнецов
ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНОГО ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ
В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
ООО «Издательство Научный мир»
Тел./факс (499) 973-26 -70, (499) 973-25-13
127055, Москва, Тихвинский пер., 10/12, корп. 4 офис 91
E-mail: naumir@naumir.ru. Intemet: http://www.naumir.ru
Книги можно купить в интернет-магазине: www.totbook.ru
Подписано к печати 30.01.2016
Формат 6Ох9О/16
Гарнитура Тайме. Печать офсетная. Печ. л. 13,25
Тираж 500 экз. Заказ 1213
Издание отпечатано в типографии
ООО "Галлея-Принт"
111024, Москва, ул. 5-я Кабельная, 26