Еволюція географічної оболонки

Еволюція географічної оболонки

2

Еволюція географічної оболонки

Географічна оболонка - це область взаємодії усередині планетарних ендогенних і зовнішніх - екзогенних і космічних процесів, які здійснюються при активній участі органічної речовини. Звідси границі географічної оболонки повинні визначатися умовами, при яких можливе існування білкових тіл, що становлять основу життя на Землі. Нижня границя регламентується ізотермою 1000С, тобто розташовується на глибині порядку 10 км; верхня - на висоті 10-15 км під озоновим шаром, що екранує ультрафіолетове випромінювання Сонця, згубне для живої речовини.

Таким чином, товщина географічної оболонки становить 20-25 км і включає верхи земної кори, гідросферу, атмосферу і їхню органічну речовину, що насичує.

Особливості еволюції географічної оболонки визначаються в першу чергу темпами нагромадження вільної води на поверхні планети. Саме тут у прикордонній області процеси взаємодії йдуть найбільше активно, створюючи різноманіття форм рельєфу земної поверхні, обрисів континентальних, морських і океанічних областей, розмаїтість органічного миру, наземних і підводних ландшафтів.

Динаміка географічної оболонки цілком залежить від енергетики земних надр у зоні зовнішнього ядра й астеносфери й від енергетики Сонця. Певну роль грають також приливні взаємодії системи Земля - Місяць.

Проекція внутріпланетарних процесів на земну поверхню й наступну взаємодію їх із сонячним випромінюванням в остаточному підсумку відбивається у формуванні головних компонентів географічної оболонки - верхів земної кори, рельєфу, гідросфери, атмосфери й біосфери. Отже, для виявлення закономірностей її еволюції необхідно досліджувати динаміку ендогенного режиму планети, еволюції магматизму, вільної води й рельєфу земної поверхні. З появою води створюються передумови для формування кисневої атмосфери Землі й розвитий біосфери.

Сучасний стан географічної оболонки - результат її тривалої еволюції, починаючи з виникнення планети Земля. Правильне розуміння процесів і явищ різного просторово-тимчасового масштабу, що протікають у географічній оболонці, вимагає, щонайменше, багаторівневого розгляду, починаючи із глобального - загальнопланетарного. Разом з тим дослідження процесів такого масштабу до останнього часу вважалося прерогативою геологічних наук. У загально географічному синтезі інформація цього рівня практично не використовувалася, а якщо й залучалася, то досить пасивно й обмежено. Однак галузевий підрозділ природничих наук досить умовно й не має чітких границь. Об'єкт досліджень у них загальний - Земля і її космічне оточення.

У результаті термохімічних реакцій, що йдуть у зоні зовнішнього ядра Землі утворяться метали, їхні окисли, летучі речовини й вода. Легкі продукти реакцій тепла дифундують під підошву кам'яної оболонки - перисфери. Через більше низьку теплопровідність останньої вони не відразу прорвуться на поверхню планети, а, накопичувався під підошвою перисфери, формують зону вторинного розігріву верхньої мантії - астеносферу. Періодичне розвантаження астеносфери від надлишків магматичного матеріалу, летучих і тепла в результаті вулканізму супроводжується формуванням у ній розущільненого простору. Кам'яна оболонка перисфери, дотримуючись зменшуваного обсягу, пасивно просідає над цими областями, роблячи негативні форми рельєфу на поверхні Землі. Області, де такого просідання не відбувається, зберігаються у вигляді залишкових височин. Все це підтверджується приуроченістю траппових провінцій континентів до синеклизам платформ, тісним зв'язком масових платобазальтових виливів з утворенням океанічних западин у кайнозої. Зменшення обсягу Землі за рахунок ущільнення проторечовини, диссипації водню, інших газів і продуктів дисоціації води супроводжується скороченням радіуса планети й площі її поверхні. Відповідно до наших розрахунків, збиток маси за всю історію Землі склала приблизно 4,21025 г, що відповідає скороченню обсягу на 4,01026 див3 і радіуса на 630 км. У такий спосіб рельєф Землі відображає насамперед рівні різного опускання сфери в ході загальної контракції. Цей процес нерівномірний як у просторі, так і в часі. Нерівномірні уздовж радіуса опускання сфери ведуть до утворення різнависотних поверхонь вирівнювання.

Іншими словами, скорочення поверхні стискальної сфери досягається не загальним пликативним стиском її кам'яної оболонки, як це передбачалося Елі де Бомоном і Є. Зюссом, що виходили з моделі спочатку вогненно-рідкої Землі, а опусканням на різні рівні окремих її блоків. І в цьому головну відмінність “холодної" контракції від класичної контракції Зюсса, крім її вихідної посилки.

Скорочення поверхні Землі внаслідок зменшення її обсягу й прогресуючого зменшення радіуса веде до збільшення контрастності й глибини розчленованості рельєфу твердої перисфери. Отже, розмах амплітуди рельєфу планети прямо пропорційний її віку й внутрішній активності й обернено пропорційний екзогенному факторові, що характеризує інтенсивність руйнування рельєфу, що в остаточному підсумку визначається наявністю або відсутністю вільної води на поверхні планети. Океанічні западини й континентальні блоки - це найвищі гармоніки контракції, що утворилися в ході глобального стиску сфери, кам'яна оболонка якої - перисфера, просідаючи над розущільненими просторами астеносфери, пасивно пристосовується до обсягу, що зменшує, кулі. Западини й височини в межах цих головних геотекстур гармоніки стиску більше високого порядку, в більше пізні етапи розвитку Землі в ході її контракції.

Сліди еволюції можна спостерігати на інших планетах і зірках. Багаторазове гравітаційне коллапсування масивних зірок у міру вироблення термоядерного пального вважається основою сучасної теорії їхньої еволюції. Енергетикові горизонтальних рухів в умовах Землі теоретики неомобилизма шукають у механізмі мантійної конвекції. В умовах зірки такий механізм підтверджується спостереженнями й обґрунтований теоретично. На холодній і неоднорідній планеті, де переважають гравітаційні сили стиску, існування такого механізму постулюється. Однак надійні докази його існування навряд чи можуть бути знайдені. Термодинамічні умови на планетах і зірках різні, звідси різна й динаміка їхніх зовнішніх оболонок. Мобільність плазменої оболонки визначена необхідністю переносу надлишку тепла з надр зірки. Горизонтальна мобільність кам'яної оболонки планети в умовах відсутності суцільного атмосферного шару не має задовільного енергетичного пояснення.

Коли і як утворилася земна гідросфера і які шляхи її подальшої еволюції? Це залишалося поза увагою дослідників. Разом з тим вода - найголовніший підсумок еволюції проторечовини. Її поступове (до рубежу між мезозойською й кайнозойської ерами) нагромадження на поверхні планети супроводжувалося вулканізмом і різними амплітудними спадними рухами перисфери. Це у свою чергу визначило хід еволюції газової оболонки, рельєфу, співвідношення площі й конфігурації суши й моря, а з ними й умов седиментації, клімату й життя. Іншими словами, вироблювана планетою й вільною водою, що виноситься на поверхню, по суті обумовила хід еволюції географічної оболонки. Без її вигляд Землі, її ландшафти, клімат, органічний мир були б зовсім іншими. Прообраз такої Землі легко вгадується на безводній і безжиттєвій поверхні Венери, почасти Місяця й Марса.

Рубіж мезозою й кайнозою, характеризується прискоренням виносу вільної води на поверхню Землі в результаті спонтанної дегідратації проторечовини. Зовнішнім проявом цього процесу з'явилася океанізація Землі. Це загально планетарний процес, що включає дегідратацію, масовий вулканізм і опускання великих сегментів перисфери. Стадія океанізації наступає у фіналі еволюції протопланетного речовини, а загальна тривалість цього процесу в умовах Землі визначається в 140-160 млн. років. У ході океанізації відбувається формування континентальних масивів, поступове збільшення контрастності їхнього рельєфу. Швидкість і обсяги переміщення проторечовини з астеносфери на поверхню Землі й наступна їхня дезінтеграція й розмив у період океанізації, очевидно, були значно вище, ніж у доокеанічну епоху.

Для попередніх етапів еволюції були характерні лише більш-менш рівномірно розподілені по земній поверхні мілководні морські басейни. Це підтверджується переважно мілководним виглядом опадів палеозою й мезозою в межах континентальних блоків, відсутністю широтної диференціації клімату й щодо слабкою розчленованістю рельєфу. У таких умовах темпи еволюції географічної оболонки, включаючи нагромадження, переміщення й денудацію матеріалу, що виноситься з астеносфери, були щонайменше на порядок менш інтенсивними, чим в епоху океанізації.

Сучасні темпи денудації земної поверхні, оцінювані по обсязі й масі твердого стоку, становлять приблизно 0,8 км/107 років. Вони збереглися в середньому такими лише в останні 60-70 млн. років, тобто після початку утворення океанічних басейнів і відокремлення сучасних континентів. Прискорення процесів денудації викликалося збільшенням амплітуди рельєфу й зниженням базису ерозії. Отже, за 60-70 106 років потужність переробленої кори склала приблизно 5-6 км.

У ранньому фанерозої й докембрії швидкість денудації слабко розчленованої земної поверхні була, імовірно, на порядок нижче, тобто за 3,9109 років потужність переробленої кори склала приблизно 31 км. Загальна потужність і окислених порід за 4109 років склала 35-37 км. Отримана оцінка хоча й досить приблизна - порівнянна із середньою потужністю земної кори, рівної 33 км. Можна припустити, що границя Мохоровичича в ряді випадків представляє поховану поверхню протопланети, складену речовиною віку більше 4109 років. Вся товща сформована вулканічним матеріалом, викинутим з астеносфери на поверхню планети. Дезінтеграція й окислювання цього матеріалу при взаємодії із сонячним теплом, водою й біосферою разом із процесами метаморфізму в ході спадної ундуляції перисфери й створили спостережуване різноманіття форм і складу земної кори - найважливішого елемента географічної оболонки.

Найважливішим показником внутрішньої активності планети й еволюції географічної оболонки є земна гідросфера. Тривалий час існували подання про сталість її обсягу або невеликих і рівномірних надходженнях за геологічний час. Однак кількісні оцінки ендогенних надходжень і фотолітичних втрат земної гідросфери показали, що до рубежу мезозою й кайнозою швидкість виносу вільної води на поверхню Землі була на порядок нижче, ніж в останні 70 млн. років.

До юри вона становила порядку 0,01 мм/1000 років і в кайнозої більше 0,1 мм/1000 років, причому в останні 5 млн. років досягла найвищого значення - 0,6 мм/1000 років (Орля, 1985). Знаючи загальну масу вулканічного матеріалу, можна визначити кількість води принесене вулканами на земну поверхню за 4109 років геологічної активності. Оскільки переробці піддавалося проторечовина, у якому втримується в середньому 5% води, від загальної маси вулканічного матеріалу 3,61025 г - це складе 1,81024 р. Втрати на фотоліз за цей час при середній швидкості 7,01015 г/рік склали б 2,81024 р. Але це за умови, що площа дзеркала морів і праокеана була порівнянна із сучасної. Однак це більш ніж в 20 разів перевищує загальну масу води перекиненої на поверхню Землі за час її геологічної активності. Звідси ми одержуємо ще одне незалежне свідчення, що в до кайнозойський час Світового океану сучасних розмірів не існувало на поверхні планети, а загальна площа морських басейнів була більш ніж на порядок менше сучасної загальної площі дзеркала вод морів і океану. Тільки при такому співвідношенні суши й моря наведене значення фотолітичних втрат, які залежать у першу чергу від площі, поверхня випару повинна бути зменшена на порядок і більше 1,41023 р. Сучасний Світовий океан містить 1,61024 р. Загальна маса винесеної на земну поверхню води оцінюється величиною 4,01024 р. Частина води надійшла невулканічним шляхом (по глибинних розламах, сольфатарам, фумаролам, ювенільні води). За останні 70 млн. років темпи виносу води зросли більш ніж на порядок і склали 2,21024 р. Таким чином, майже половина виробленої планетної води надійшла за період океанізації.

Отже, Світовий океан - молоде геологічне утворення переважно кайнозойського віку. Ніколи раніше на Землі не було подібного глибоководного й великого резервуара вільної води. Марне шукати сліди древніх океанів на сучасній суші - їх там ніколи не було. Про це свідчить і переважно мілководний вигляд опадів палеозою й мезозою континентальних платформ і океанічних улоговин.

Розрахунки показують, що Земля ще в стані зробити біля півтора обсягів вод Світового океану. При збереженні сучасних темпів дегідратації це займе ще приблизно 80 млн. років, після чого ресурси проторечовини будуть вироблені й надходження води на поверхню повністю припиниться. При негативному балансі водних надходжень і сучасних темпів фотолізу планета може повністю втратити водну оболонку через 20-30 млн. років.

Які прогнози еволюції географічної оболонки на більше близьку перспективу? При спостережуваних темпах надходження ендогенної води - 0,6 мм в 1000 років - через 10 тис. років рівень океану підніметься на 6 м. Це неминуче буде супроводжуватися прискоренням танення полярних льодовиків Гренландії й Антарктиди. Їхнє зникнення підвищить рівень у найближчі тисячоріччя ще на 63 м, що приведе до затоплення всієї низинної суши, третина якої лежить на оцінці нижче 100 м. Через 100 тис. років рівень моря підніметься ще на 60 м і досягне +120-130 м. Під водою виявляться всі рівнини Землі. Надалі підйом рівня води сповільниться, поки темпи фотолітичних втрат не перевищать темпи ендогенних надходжень. Відповідно до наших розрахунків, максимум океанізації досягне в найближчі сотні тисяч років, а потім почнеться падіння рівня океану. Таким чином, океанізація - це фінал новітньої еволюції планетарної речовини, а тривалість його в умовах Землі становить 140-160 млн. років.

Аналіз еволюції географічної оболонки буде неповним, якщо не розглянути ще один її компонент - атмосферу. Як і гідросфера, газова оболонка Землі формувалася за рахунок дегазації й вулканізму із зони астеносфери. У зв'язку із цим варто було б очікувати, що її склад буде близький складу глибинних газів, тобто вона повинна містити Н2, СН2, NН3, Н2S, З2 і ін. Імовірно, таким склад атмосфери був би в глибокому докембрії. З початком фотолізу пар що, в атмосфері виноситься, утворилися атоми водню й вільний молекулярний кисень. Вільні атоми водню піднімалися у верхні зони атмосфери й діссипували в космос. Молекула кисню досить велика, щоб діссипувати, тому опускаючись у нижні зони атмосфери, вона стає її найважливішим компонентом. Поступово накопичуючись, кисень поклав початок хімічним процесам у земній атмосфері. Завдяки хімічній активності кисню в первинній атмосфері почалися процеси окислювання глибинних газів. окисли, Що Утворилися при цьому, випадали в осад. Частина газів, у тому числі й метану, залишилася в колекторах земної кори, давши початок глибинним покладам нафти й газу.

Фотолітичне утворення кисню атмосфери було основним процесом на початку еволюції Землі. У міру очищення від глибинних газів формувалася вторинна атмосфера на основі вуглекислоти й двоокису азоту, створювалися умови для появи фотосинтезуючих синьо-зелених водоростей і бактерій. З їхньою появою процес насичення атмосфери киснем значно прискорився. При асиміляції вуглекислоти зеленими рослинами утворювався кисень, а ґрунтовими бактеріями - азот. У міру нагромадження вільної води на поверхні Землі й появи численних морських басейнів відбувається зв'язування З2 атмосфери й хімічне осадження доломітів. Повсюдне інтенсивне хімічне доломитоутворення, по Н.М. Страхову (1962), завершується в палеозої й заміщається біогенним. Отже, у палеозої відбувається поступове зменшення змісту З2 в атмосфері й лужному резерві в морських водах.

Нестійка вторинна атмосфера наприкінці палеозою переходить у третинну, що складається із суміші вільного азоту й кисню, причому кількість кисню продовжувало накопичуватися й у наступний час. Ступінь стійкості цієї сучасної атмосфери визначається масою планети й характером її взаємодії із твердим сонячним випромінюванням.

Земля безупинно втрачає гази з молекулярною вагою менш 4, тобто водень і гелій. Час повної диссіпації атмосферного водню при температурі газової оболонки 1600 До становить усього 4 роки, гелію - 1,8 млн. років, кисню - 1029 років. Отже, постійна присутність в атмосфері водню й гелію свідчить про безперервне поповнення ними за рахунок глибинних газів. Диссіпація починається з висоти найбільшого розрідження атмосфери, тобто приблизно 500 км. Цей факт підтверджує дієвість механізму фотолізу й ефективну втрату маси Землею (Єрмолаєв, 1975).

Таким чином, еволюція хімічного складу атмосфери відбувалася в тісному взаємозв'язку з темпами нагромадження вільної води на поверхні Землі й формуванням морських седиментаційних басейнів. Аж до середини палеозою (карбону), коли наземна рослинність поширилася повсюдно, атмосферний кисень накопичувався переважно фотолітичним шляхом. Починаючи з карбону, цей процес підсилився за рахунок фотосинтезу. Зміна органічного миру мезозою й кайнозою, очевидно, обумовлено в чималому ступені кисень атмосфери.

Добове обертання Землі забезпечує також нагрівання й охолодження її поверхні. Це сприяє розвитку водної й повітряної циркуляції, прискоренню динаміки всіх процесів життєдіяльності біосфери, перетворенню речовини земної кори.

Нахил осі обертання до площини орбіти (23°27) приводить до періодичного (сезонному) зміні кількості сонячного тепла, одержуваного різними ділянками земної поверхні при русі планети по геліоцентричній орбіті. Повний обіг навколо Сонця Земля робить за 365,2564 зоряної доби (сидеричний рік), або 365,2422 сонячної доби (тропічний рік).

У ході еволюції географічна оболонка освоювалася й насичувалася органічною речовиною. Адаптуючись до умов, що змінюються, біосфера пройшла довгий шлях від найпростіших одноклітинних до складних багатофункціональних органічних систем, вінцем яких близько 50 тис. років став хомо сапієнс. “Людина, як усяка жива речовина, є функція біосфери, - писав В.И. Вернадський, - а вибух наукової думки в XX сторіччі був підготовлений всім минулим земної біосфери". Поступова цивілізація людства з'явилася не чим іншим, як формою організації цієї нової геологічної сили на поверхні Землі. Хомо сапієнс як активний фактор географічної оболонки, на відміну від іншої співіснуючої з ним біосфери, характеризується наявністю розуму, а з погляду екології розум - це вища здатність доцільно реагувати на зміну зовнішніх умов.

Із проведеного аналізу також видно, що сучасний баланс суши й моря виявляється величиною непостійної. Стає також зрозумілим, що зародження й розвиток земної цивілізації довелося на кращу пору еволюції географічної оболонки в змісті збалансованості суши й моря, кліматичних умов, органічного миру й т.д. Однак уже найближчим часом цивілізації прийде вести важку боротьбу з настанням океану, пристосовуватися до нових умов існування. Багато країн Середземномор'я і Європи починаючи з XII століття вже ведуть цю боротьбу, зводячи дамби й греблі на морських узбережжях і в устях рік. Майбутнє Землі ще значною мірою залежить від її внутрішніх ресурсів. А ці ресурси, як ми бачимо, ще досить великі.

Література

1. Орльонок В.В. Історія води на Землі й інших планетах // Географія в школі. 1990. №5. С.9-15.

2. Друянов В.А. Загадкова біографія Землі. - К., 2001

3. Келдер Н. Неспокійна Земля. - К., 1995

4. Монин А.С. Популярная история Земли. - М., 1980