Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли

Подождите немного. Документ загружается.

362

мелу–раннем кайнозое (т.е. во время начала расцвета млекопитающих) благодаря

значительному удалению друг от друга отдельных континентов (см. рис. 8.11) и еще

продолжавшейся морской трансгрессии (см. рис. 9.6) сформировалось несколько крупных

существенно или полностью изолированных друг от друга материковых экологических

провинций. В частности, в начале кайнозоя, как теперь известно из анализа аномального

магнитного поля Полярной Атлантики, еще сохранялись сухопутные связи между

Америкой и Европой (до эоцена). Но Евразию в позднем мелу и в раннем кайнозое

разделяло крупное внутреннее море, простиравшееся через Западную Сибирь от Тетиса до

Ледовитого океана. При этом между Аляской и Чукоткой, по крайней мере периодически,

возникали сухопутные связи через нынешний Берингов пролив. Таким образом, на

протяжении позднего мела и первой половины кайнозоя в пределах Лавразийских

материков образовались три не полностью изолированных друг от друга экологические

провинции, в которых возникло много отрядов млекопитающих.

Экологическое разделение провинций в пределах Гондванских материков началось,

вероятно, несколько раньше, чем Лавразийских. В позднем мелу Африка была уже

достаточно удалена от остальных материков Гондванской группы (см. рис. 8.11); в то же

время большая часть этого континента была затоплена мелководными морями, которые

разделяли ее на две или три сухопутные области. Отделившаяся от Гондваны еще в

раннем мелу но ставшая достаточно самостоятельной экологической провинцией лишь в

позднем мелу, Южная Америка была почти полностью разделена мелководным морем в

бассейне нынешней Амазонки на две сухопутные области. Кроме того, в позднемеловое

время существовали еще две изолированные сухопутные провинции Индийская и

Австрало-Антарктическая; последняя в начале кайнозоя (около 40 млн лет назад)

разделилась на две самостоятельные области.

Итак, восемь–десять существенно изолированных друг от друга сухопутных

экологических провинций, развивающихся в раннем кайнозое, – главное условие родового

разнообразия класса млекопитающих. Отметим, что соединение в позднем кайнозое

нескольких материковых фрагментов и сокращение числа экологических провинций до

четырех – Австралийскую, Центрально- и Южно-Американскую, Эфиопскую, или

Африканскую (южнее Сахары), самую обширную, включающую Евразию с Индостаном,

Северную Африку и Северную Америку, – привели к вымиранию 13 отрядов сухопутных

млекопитающих. При этом выжили те отряды, которые в первой половине кайнозоя

развивались в не полностью изолированных экологических провинциях. Млекопитающие,

развивавшиеся до соединения различных материков в изолированных условиях,

оказывались, как правило, менее приспособленными и погибали.

Более общий вывод, который на основании анализа позднемезозойской и

кайнозойской эволюции дна Мирового океана пока можно только наметить: все главные

рубежи геологической истории (и как следствие разделение геохронологической шкалы

на эры, периоды и эпохи) в значительной степени обусловлены такими событиями, как

столкновения и расколы материков в процессе глобального перемещения ансамбля

литосферных плит.

Действительно, как показывают реконструкции, составленные А. Смитом и Дж.

Брайденом (1977), часть из которых воспроизведена на рисунках 8.10–8.12, большинство

рубежей смены биологических сообществ, по которым проводилось деление фанерозоя на

отдельные периоды, совпадает с основными этапами перестройки тектонического плана

Земли. Так, в конце палеозоя все материки были собраны в единый суперконтинент

Пангею (быть может, лишь за исключением Китайской платформы), а начало мезозоя –

это начало раскола Пангеи. В частности, в триасе начался, но так и не состоялся раскол

Европы и Азии в районе нынешней Западно-Сибирской низменности, а также начался

откол Северной Америки от Африки и Европы, который привел в начале юры к

образованию молодой океанической впадины Северной Атлантики. В начале мела

откололась Африка от Южной Америки и Антарктиды, которые также разделялись между

363

собой. Начало мелового периода – откол Индостана от Антарктиды и Австралии. В конце

мела–начале кайнозоя откалываются современное Новозеландское плато и подводный

хребет Лорд-Хау от объединенного материка Антарктиды и Австралии, эти материки

раскалываются, и Австралия удаляется в сторону экватора. В тот же период (на рубеже

мела и кайнозоя) в Cеверном полушарии отделяются Северная Америка, Гренландия и

Европа, в результате, в кайнозое образуется Полярная Атлантика. Кроме того, в самом

начале кайнозоя Аравийская плита откололась от Африканской и началось образование

Красного моря и Аденского залива. В середине кайнозоя – начало столкновения

Индостанской плиты с Азией и формирование крупнейшего в настоящее время горного

пояса. В миоцене произошло окончательное закрытие палеоокеана Тетис и возникновение

складчатых сооружений в европейской части Альпийско-Гималайского складчатого пояса.

В позднем миоцене поднимаются горы Кавказа, в это же время формируются горы

Центральной Азии и Гималаев. Этот процесс формирования гигантского Альпийско-

Гималайского складчатого пояса, отделивший Cеверную Евразию от ее южных регионов,

продолжается и сейчас.

Примеры показывают, что на континентах эволюция растительных и животных

форм жизни, по-видимому, также во многом определялась дрейфом континентов и сменой

климатических обстановок на Земле. Особенно это должно было проявляться при

объединениях прежде обособленных материков или, наоборот, при расколах крупных

континентов и обособлениях их фрагментов. Чередования эпох консолидации и

дробления континентов с образованием единых и межконтинентальных океанов,

безусловно, сопровождались возникновением новых и закрытием старых экологических

ниш, т.е. радикальными изменениями экологических условий существования жизни на

Земле. Поэтому такие перестройки, вероятно, могли быть одной из главных причин как

видообразования и вымирания отдельных форм жизни, так и их консервации. Ярким

примером тому могут служить эндемичные формы жизни в Австралии и Южной Америке.

Разумеется, что все эти события влияли на палеоклимат и всю эволюцию

экологической системы нашей планеты в геологическом прошлом, что и нашло отражение

при составлении геохронологической шкалы и ее делении на эры, периоды и, возможно,

эпохи. Естественно, что при геоисторическом анализе проблемы эволюции флоры в

геологическом прошлом также необходимо использовать мобилистский подход и

учитывать экологическое равновесие в каждой из областей, которые разъединялись и

объединялись в процессе дрейфа континентов. Значительного успеха на этом пути в

нашей стране достиг С.В. Мейн (1971, 1981), в частности подробно рассмотревший с

позиций мобилизма, историю развития флоры Сибирской платформы.

Повлияли колебания глобального климата в четвертичное время с периодическими

сменами ледниковых и межледниковых периодов, и на развитие человечества, определили

моменты миграции народов и время формирования расового состава людей (Янковский,

Боринская, 2001). Заселение Америки через Берингов пролив произошло вероятнее всего

по сухому пути во время понижения уровня океана, вызванного развитием последнего

вюрмского оледенения, продолжавшегося приблизительно от 60 до 12 тыс. лет назад.

Максимальных размеров это оледенение достигло около 20 тыс. лет тому назад (Имбри,

Имбри, 1988), но приблизительно в это же время (20–12 тыс. лет назад), как

предполагается, и происходило заселение Нового Света людьми.

Таким образом, вся биосфера Земли на протяжении свыше 3,5 млрд лет развивалась

как единая целая система, но в тесной взаимосвязи с геологическим развитием нашей

планеты. Поэтому привести к успеху может только комплексное изучение биосфер

прошлого на основании анализа их взаимосвязей с геологическими обстановками древних

эпох, с учетом существовавших тектоно-геохимических рубежей в развитии Земли,

дрейфа материков, возникновения новых и закрытия старых океанов, эволюции климатов

Земли и т.д.

364

Помимо прямого влияния геологических процессов на развитие земной жизни,

безусловно, существует и обратная связь − влияние жизни на протекание тех или иных

геологических процессов. Большая роль органической жизни в седиментогенезе

карбонатов, фосфоритов, угленосных формаций, нефтегазоносных отложений и

пелагических осадков хорошо известна. По-видимому, ее роль значительна и в процессах

выветривания земных пород, а следовательно, и в процессах круговорота корового

вещества. Кроме того, в фанерозое жизни принадлежала и ведущая роль в поддержании

равновесного состава земной атмосферы, являющегося определяющим фактором

климатообразования на Земле.

12.5. Грядущее развитие и гибель биосферы

Начавшееся в кайнозое похолодание климата, вызванное поглощением

атмосферного азота почвенными бактериями, продолжится и далее. Поэтому

существенных потеплений климата в будущие 100–200 млн лет ожидать трудно.

Современное потеплении климата, о котором много говорится в последнее время,

началось еще в XVII в. (т.е. задолго до индустриальной революции), вероятнее всего оно

является временным и связано с флуктуациями магнитной активности Солнца (см. рис.

10.11). Об этом, в частности, свидетельствуют измерения палеотемператур за последние

3000 лет по остаткам планктонных фораминифер Саргассова моря (см. рис. 10.12), по

которым четко видно, что современное локальное повышение средних температур

развивается на фоне общего похолодания климата. Об этом же говорят и геологические

данные. Действительно, приблизительно 100 млн лет назад на Земле полностью

отсутствовали покровные ледники, а средние температуры достигали почти +17 °С, тогда

как к современному моменту они снизились до +15 °С. В результате такого вроде бы

незначительного похолодания произошло наступление новой ледниковой эпохи, и

возникновение в середине кайнозоя покровного оледенения Антарктиды, а в четвертичное

время – периодических оледенений на континентах Северной Америки, Европы и Азии.

Если наши предположения о постепенном изъятии азота из атмосферы Земли и его

захоронении в земной коре справедливы, а принятое нами содержание органического

азота в осадках отвечает действительности (см. раздел 10.1.1), то, несмотря даже на

постепенное повышение солнечной активности, медленное похолодание климата

продолжится и в будущем, до достижения нового равновесного состояния прохладного

климата. Однако этот новый климатический уровень, определяемый метаболизмом

азотпоглощающих микроорганизмов, может оказаться не очень благоприятным для

процветания на Земле высших форм жизни. Отсюда следует, что новый ледниковый

период, когда он наступит в северном полушарии, окажется наиболее суровым.

По нашим оценкам (см. рис. 10.16), через 200 млн лет средние температуры по

Земле опустятся несколько ниже +12 °С, одновременно с этим и уровень Мирового океана

понизится приблизительно на 200 м (см. рис. 9.5), после чего обнажатся все современные

шельфы, хотя и в этой ситуации на низких и средних широтах условия для развития

высокоорганизованной жизни останутся вполне приемлемыми. Только приблизительно

через 400 млн лет средние температуры на земной поверхности опустятся до температуры

около +10 °С, а уровень океана по сравнению с его современным положением в это время

опустится более чем на 0,5 км (см. рис. 9.5). В этом случае все северные и южные

материки даже на умеренных широтах окажутся скованными покровными ледниками,

покроются льдом и возвышенные участки континентов на экваторе.

Но похолодание будет продолжаться не вечно. В промежутке около 200–300 млн

лет должно будет наступить равновесие между снижением температуры за счет

бактериального удаления азота из атмосферы и ее повышением благодаря увеличению

светимости Солнца. Однако и это равновесное состояние приблизительно через 600 млн

лет в будущем должно будет резко нарушиться дегазацией абиогенного кислорода,

освобождающегося при формировании в мантии “ядерного” вещества по реакции (4.6).

365

После этого момента в мантии начнет генерироваться свободный кислород со скоростью

около 2,1·10

г/год, или 21 млрд т/год. Если бы весь этот кислород поступал в атмосферу,

то его парциальное давление повышалось бы со скоростью, приблизительно равной 4 атм

за каждый миллион лет. На самом деле скорость дегазации кислорода будет значительно

меньшей, но все же она может достигать скорости порядка 0,02 атм/млн лет. Это означает,

что через 200 млн лет после начала дегазации кислорода из мантии парциальное давление

этого газа достигнет почти 4 атм, тогда как средняя температура Земли за счет

парникового эффекта поднимется почти до 76 °С. Еще через 200 млн лет (через миллиард

лет в будущем) давление кислорода превысит 14 атм, а приземные температуры

поднимутся до 110 °С.

При таких условиях вся наземная жизнь уже вскоре после начала дегазации

эндогенного кислорода в буквальном смысле слова сгорит в такой атмосфере. Лишь в

океанах из-за малой растворимости кислорода в воде еще какое-то время смогут

существовать высшие формы жизни, пока и они не “сварятся” в его горячих водах. Но

после вскипания океанов приблизительно через 1,5 млрд лет и возникновения

необратимого парникового эффекта с температурами около 550 °С не смогут выжить даже

самые примитивные термофильные прокариоты (см. раздел 10.6).

Из приведенного анализа благоприятных для жизни геодинамических условий на

Земле видно, что они не бесконечны. Вероятнее всего общая продолжительность

существования жизни приблизительно равна 5 млрд лет (от 4 млрд лет в прошлом до 1

млрд лет в будущем). Для развития высокоорганизованной жизни природа отвела еще

меньше времени – в океанах максимум 1,4 млрд лет (от 600 млн лет в прошлом до 800

млн лет в будущем), а на суше – не более 1 млрд лет (от –400 до +600 млн лет).

Нашему поколению можно не волноваться за свое будущее (если, конечно, не

произойдет какого-нибудь ядерного катаклизма), но трезво оценивать перспективу

развития органического мира на Земле, по нашему мнению, не только интересно, но и

важно в мировоззренческом плане. Поэтому мы и постарались не только дать здесь

ретроспективное освещение развития жизни на нашей планете в прошлом, но и показать

возможное, хоть и печальное, направление ее дальнейшего развития. А пока мы должны

только радоваться, что живем на нашей прекрасной и уникальной планете.

366

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В этой книге мы постарались показать, что адекватное описание геологического

развития Земли можно выполнить, пользуясь сравнительно простой физической

(энергетической) моделью глобальных процессов и основываясь только на двух исходных

предположениях. Во-первых, предполагается однородный состав первичной Земли,

образовавшейся путем гомогенной аккреции. Во-вторых, принимается, что состав земной

мантии отвечает океаническому лерцолиту, состав внешнего земного ядра –

эвтектическому сплаву железа с его окисью, а внутреннего – сплаву железа с никелем.

Для доказательства этих положений привлекаются как геологические, геохимические и

экспериментальные данные, так и теоретические расчеты. В основу модели положен

физический принцип, согласно которому наибольший вклад в развитие нашей планеты

вносили те энергетические процессы, которые в максимальной степени снижали

потенциальную энергию планетарной системы, состоящей из Земли и ее массивного

спутника – Луны. В качестве краевых условий задачи принималось их современное

строение и состав, а также вся геологическая летопись развития Земли и Луны.

Первое предположение определяет начальное условие развития Земли от

однородной планеты к расслоенной. Второе предположение позволяет определить

химический состав первичной Земли и, следовательно, оценить исходный запас

внутренней (эндогенной) энергии в Земле. Термодинамический подход к решению задачи

определяет и ранжирует главные энергетические источники развития Земли, а также

объясняет необратимость процесса ее эволюции.

В настоящее время влияние Луны на развитие тектонических процессов Земли

ничтожно мало и по энергии не превышает 1%. Но на ранних стадиях существования

планет, когда Луна вращалась вблизи от Земли, это влияние было огромно и

доминировало над другими источниками внутренней энергии. Именно поэтому

адекватное рассмотрение глобальной эволюции Земли невозможно проводить без учета

истории ее взаимодействия с Луной.

Луна играла определяющую роль на стадии формирования Земли и на самых

ранних этапах ее существования. Вероятнее всего Луна образовалась благодаря

разрушению на пределе Роша некой более массивной планеты (с массой около 3–4

лунных масс), названной нами Протолуной. Эта планета сформировалась скорее всего

вблизи Земли или, что вероятнее, была захвачена растущей Землей с близкой орбиты

(вероятность захвата растущей планетой спутников с соседних орбит отлична от нуля).

Благодаря приливным взаимодействиям планет расстояние между ними вначале должно

было стремительно уменьшаться, что привело к разогреву и перегреву Протолуны. В

результате она расплавилась и прошла практически полную гравитационную

дифференциацию, а Земля раскрутилась в прямом направлении. При этом Земля тоже

несколько разогрелась, но из-за существенно большей массы этот дополнительный

прогрев не был значительным. После вхождения Протолуны в сферу Роша Земли

массивный спутник стал разрушаться. На земную поверхность около 4,6 млрд лет назад

выпала большая часть вещества Протолуны, в том числе и расплавленное железо ее ядра.

Луна же сформировалась из обедненного железом силикатного вещества внешнего

приливного горба разрушенной протопланеты. Во время этих катастрофических событий

Земля раскрутилась до предельной угловой скорости вращения спутника на пределе Роша

(один оборот за 6 часов), после чего Луна стала стремительно удаляться от Земли (это и

спасло ее от полного разрушения), а собственное вращение Земли начало постепенно

замедляться. В самом начале катархейской (криптотектонической) эпохи земную

поверхность буквально сотрясали интенсивные экзогенные землетрясения, вызываемые

лунными приливами в “твердой” Земле. Амплитуда этих приливов вначале достигала 1

км, но затем быстро снизилась до десятков и единиц метров (в настоящее время приливы

367

“твердой” Земли достигают приблизительно 30 см). Учет приливной энергии,

“накачанной” в Землю ее гравитационным взаимодействием с Луной и родительской

(протолунной) планетой, показывает, что тектоническое развитие Земли было ускорено

этим влиянием по крайней мере на 2,5–3 млрд лет.

Исходный теплозапас Земли определялся по условию, согласно которому

тектономагматическая активность нашей планеты впервые проявилась только через 600

млн лет после образования, о чем свидетельствуют возрасты наидревнейших пород

земной коры. Этим, в частности, объясняется полный “провал памяти” в геологической

летописи Земли в интервале возрастов от 4,6–4,0 млрд лет. На этой догеологической

(катархейской) стадии Земля была относительно холодной и тектонически пассивной

планетой и еще только разогревалась под влиянием мощных приливных взаимодействий с

Луной и благодаря распаду радиоактивных элементов.

Как только температура верхней мантии Земли около 4 млрд лет назад поднялась

до уровня плавления силикатов и началась ее дегазация, приливное взаимодействие Земли

с Луной опять резко возросло. Это, в свою очередь, привело к столь же резкому

ускорению отодвигания Луны от Земли. В результате Луна начала “выметать” из

околоземного пространства еще сохранявшиеся тогда более мелкие спутники и

микролуны. Выпадая на поверхность молодой Луны (но не на Землю!), эти спутники

пробивали ее анортозитовую кору и открывали доступ на лунную поверхность

подкоровым базальтовым расплавам, образовавшим так называемые “лунные моря”.

Благодаря этому лунный базальтовый магматизм точно маркирует начало тектонической

активности Земли. Кроме того, усиление приливного взаимодействия Земли с Луной

привело к дополнительной “накачке” приливной энергии в образовавшуюся астеносферу,

ускоряя тем самым разогрев и расплавление верхней мантии в экваториальной зоне

Земли.

В первичном земном веществе содержалось около 13–14% металлического железа

и до 24% его двухвалентной окиси. Поэтому расплавление верхней мантии Земли в

раннем архее возбудило в этой геосфере процесс плотностной дифференциации земного

вещества с сепарацией жидких расплавов металлического железа. Первоначально такая

дифференциация возникла только в экваториальном поясе Земли, где приливные

деформации достигали максимума. В дальнейшем дифференциация происходила по

механизму зонной плавки и распространялась сверху вниз, постепенно расширяясь от

экваториальной зоны в сторону умеренных и высоких широт. Этот процесс питался

энергией гравитационной дифференциации земного вещества. Выделяемая энергия при

этом расходовалась как на поддержание теплового режима самого процесса

дифференциации, так и на разогрев нижележащего сравнительно холодного вещества

глубинных недр молодой Земли. Процесс зонной дифференциации железа и его окислов в

архее привел к существенному перегреву верхней мантии и к массовым излияниям тогда

высокотемпературных коматиитовых лав.

Зонная дифференциация Земли в архее создала ситуацию резкой гравитационной

неустойчивости земных недр, поскольку под слоем тяжелых расплавов железа и его

окислов в первичной “сердцевине” Земли тогда располагалось менее плотное (еще не

прошедшее дифференциации) первозданное земное вещество. В конце концов возникшая

гравитационная неустойчивость разрешилась катастрофическим процессом сравнительно

быстрого опускания железных и окисно-железных расплавов к центру планеты. Мы

полагаем, что именно таким путем в самом конце архея, около 2,6 млрд лет назад, и

произошло образование плотного земного ядра. Процесс этот сопровождался генерацией в

мантии интенсивных конвективных течений, сгруппировавших все образовавшиеся до

этого континентальные массивы в единый суперконтинент – Моногею. Тогда же впервые

должно было возникнуть и дипольное геомагнитное поле современного типа.

368

После образования на рубеже архея и протерозоя земного ядра, в котором тогда

концентрировалось до 63% его современной массы, дальнейший рост ядра происходил по

более спокойному сценарию механизма бародиффузионной дифференциации мантийного

вещества. С этого момента тектоническое развитие Земли пошло по законам тектоники

литосферных плит.

Тектоническая активность Земли количественно измеряется величиной суммарного

теплового потока, поступающего из ее глубинных недр. Используя этот критерий, по

описанным механизмам дифференциации земного вещества определяется тектоническая

активность Земли и показывается, что своего максимума она достигала в позднем архее. В

протерозое и особенно в фанерозое активность Земли стала существенно меньшей. Будет

она уменьшаться и в дальнейшем. Численное моделирование конвективных процессов в

мантии показывает, что на фоне отмеченных эволюционных изменений тектонической

активности Земли наблюдались отдельные ее всплески, связанные с перестройками

конвективных структур в мантии. Максимальный пик тектонической активности Земли

наблюдался в конце архея, около 2,7 млрд лет назад в момент выделения земного ядра.

Глубинный тепловой поток тогда превышал его современный уровень приблизительно в

14 раз, а средняя скорость движения литосферных плит достигала почти 4 м/год.

Наибольшие всплески тектонической активности Земли связаны с возникновением

в мантии одноячеистых конвективных структур, во время функционирования которых все

разрозненные прежде континенты собирались вместе, образуя единые континентальные

массивы – суперконтиненты. Одноячеистые конвективные структуры в земной мантии

формировались только четыре раза: около 2,6; 1,84; 1,04 и 0,23 млрд лет назад.

Соответственно за геологическую историю Земли четыре раза возникали и единые

суперконтиненты: Моногея, Мегагея, Мезогея и Пангея, возможные реконструкции

которых построены по геологическим и палеоклиматическим данным. В далеком

будущем, приблизительно через 1,6 – 1,8 млрд лет, возможно формирование последнего

суперконтинента – Гипергеи. Однако примерно в это же время прогнозируется и начало

тектонического умирания Земли.

Таким образом, на геологическом этапе развития Земли (позже 4,0 млрд лет назад)

главным и планетарным энергетическим процессом становится процесс химико-

плотностной дифференциации земного вещества. Этот процесс около 2,6 млрд лет назад

привел к выделению в центре планеты плотного окисно-железного ядра. Этот же процесс

генерирует в остаточной силикатной оболочке – в земной мантии – конвективные течения,

являющиеся непосредственной причиной тектонической активности Земли и дрейфа

континентов. За время геологической жизни Земли, т.е. приблизительно за последние 4

млрд лет, в ее недрах выделилось около 16,84·10

эрг гравитационной энергии, из

которой 12,64·10

эрг перешло в тепло, а 4,2·10

эрг добавилось к энергии упругого

сжатия планеты. За все время жизни Земли в ее недрах выделилось приблизительно

3,11·10

эрг радиогенной и 3,08·10

эрг приливной энергии, из которой в мантии

выделилось около 2,24·10

эрг. При этом заметная часть радиогенной энергии (около

1,3·10

эрг) выделилась в земной коре и поэтому не участвовала в энергетическом

балансе тектонической активности Земли. Следовательно, к настоящему времени в

земных недрах выделилось около 18·10

эрг тепловой энергии. Таким образом,

тектоническое развитие Земли на 70,2% питалось энергией гравитационной

дифференциации земного вещества, на 17,3 – энергией распада радиоактивных элементов

и только на 12,5% – энергией приливного торможения Земли. В настоящее время 89%

эндогенной энергии Земли генерируется процессом плотностной дифференциации

мантийного вещества и продолжающимся ростом земного ядра, 10% добавляется

радиогенной энергией, а на диссипацию энергии приливных деформаций в “твердой”

Земле приходится всего около 1%.

369

За время жизни Земли ее тепловой запас увеличился с 7,12·10

эрг при

образовании до 16,74·10

эрг в конце архея, но затем несколько снизился до 15,9·10

эрг

в настоящее время. Это значит, что в катархее и архее Земля существенно разогревалась, а

начиная с протерозоя и в настоящее время она понемногу остывает. Тектоническая

активность Земли, измеряемая ее глубинным (мантийным) тепловым потоком, достигала

своего максимума в конце архея около 2,7 млрд лет назад и приблизительно равнялась

48,33·10

эрг/с, в раннем протерозое, около 2,5 млрд лет назад, она резко снизилась до

10,33·10

эрг/с, а к настоящему времени еще уменьшилась до 3,39·10

эрг/с. В далеком

будущем, приблизительно через 1,6 млрд лет, ожидается прекращение активной

тектонической деятельности Земли (определяемой процессами тектоники литосферных

плит) и начало ее тектонического умирания.

Описанная здесь физическая модель глобальной эволюции Земли, основанная на

анализе ее энергетического баланса, позволила количественно оценить скорость дегазации

земных недр и на этой основе построить модель эволюции состава и давления земной

атмосферы. Однако для рассмотрения влияния эволюции земной атмосферы на климаты

Земли предварительно необходимо было разработать адиабатическую теорию

парникового эффекта. Согласно этой теории, главным фактором, влияющим на

поверхностную температуру планеты (кроме интенсивности солнечного излучения),

является конвективный вынос тепла из тропосферы в стратосферу, где далее оно

теряется уже радиационным путем. В такой ситуации среднее распределение температуры

в тропосфере любой планеты с плотной атмосферой становится близким к

адиабатическому и однозначно определяется давлением атмосферы и ее теплоемкостью.

Разработанная теория проверялась по осредненным температурным распределениям в

тропосферах Земли и Венеры и показала при этом свою высокую точность и

эффективность, что позволило использовать ее для восстановления климатических

обстановок на Земле в прошлом и сделать прогнозы на будущее.

В процессе роста Земли практически все химически активные газы должны были

сорбироваться ее пористым грунтом – реголитом и постепенно погребаться в земных

недрах под слоями вновь выпадавшего вещества. В катархее, 4,6–4,0 млрд лет назад, из-за

тектонической пассивности Земли дегазация практически не происходила. Поэтому

земная атмосфера тогда состояла в основном из химически малоактивного азота и

благородных газов с общим давлением около 0,6–0,7 бар, а средняя температура на ее

поверхности не поднималась выше –5 °С. Гидросфера тогда и вовсе отсутствовала.

Дегазация воды и атмосферных газов началась лишь приблизительно через 600 млн лет

после образования нашей планеты, т.е. около 4 млрд лет назад. При этом из мантии в

основном дегазировался углекислый газ и вода. Но поскольку в самом начале архея

бóльшая часть земной поверхности еще слагалась первозданным и пористым реголитом, в

составе которого содержалось до 13% металлического железа, то после начала дегазации

Земли и выпадения первых дождей, в таком реголите должен был усиленно

генерироваться метан. Поэтому в самом начале архея атмосфера Земли, скорее всего,

была резко восстановительной и состояла из азота, метана и углекислого газа с

небольшими добавками цианистого водорода. Но еще в раннем архее, через 100–200 млн

лет после начала дегазации Земли, она оказалась окутанной плотной и нейтральной

углекислотно-азотной атмосферой с общим давлением от 2 до 3 бар. К позднему архею

атмосферное давление уже поднялось до 6 бар, а благодаря сильному парниковому

эффекту средние по Земле температуры на уровне океана в архее достигали +30…+50 °С.

Дегазация воды в архее происходила сравнительно медленно по двум причинам:

во-первых, бóльшая часть дегазируемой воды тогда диссоциировала на расплавах железа в

зонах дифференциации земного вещества и, во-вторых, объемы конвектирующей мантии

в архее были существенно меньшими, чем в последующие эпохи. Тем не менее в раннем

архее уже появились первые мелководные изолированные морские бассейны, но

370

срединно-океанические хребты еще не были перекрыты поверхностью их вод. Первые,

правда, еще очень мелкие океаны, но уже перекрывшие собой гребни срединно-

океанических хребтов, появились лишь около 3,5 и 3,1–3,0 млрд лет назад. К концу архея

средние глубины Мирового океана несколько возросли, достигнув приблизительно 400 м.

В раннем протерозое в связи с переходом к более спокойному бародиффузионному

механизму дифференциации земного вещества скорость дегазации воды из мантии резко

увеличилась (почти в 12 раз). Следом за этим и масса воды в гидросфере стала быстро

возрастать, но тогда же возник и стал насыщаться водой серпентинитовый слой

океанической коры, что самым радикальным образом сказалось на режиме формирования

земной атмосферы, океана и континентальной коры. Серпентинизация океанической коры

сопровождалась массовым связыванием в карбонатах (доломитах) растворенного в

океанических водах и находящегося в атмосфере углекислого газа. В результате уже в

начале раннего протерозоя, около 2,5 млрд лет назад, парциальное давление углекислого

газа в атмосфере быстро снизилось почти до современного уровня (около 0,46 мбар), а

давление атмосферы – до 1 бара. В связи с тем что светимость Солнца тогда была более

низкой, чем сейчас, средняя приземная температура в раннем протерозое упала до +6 °С

(сейчас она равняется +15 °С). В результате на Земле установился холодный климат,

сопровождавшийся возникновением наиболее грандиозного в геологической истории

Гуронского оледенения, сковавшего практически все континенты того времени, даже

несмотря на их низкоширотное расположение. В дальнейшем давление азота в атмосфере

менялось по двум причинам: во-первых, за счет его дегазации из мантии и, во-вторых,

благодаря связыванию части азота в органическом веществе и захоронению в осадочных

толщах океанов и континентов.

В раннем протерозое увеличение массы воды в океане первое время

компенсировалось ее поглощением в серпентинитовом слое океанической коры − главном

резервуаре связанной воды в земной коре. Полное насыщение этого слоя водой

произошло около 2,2 млрд лет назад, после чего поверхность океана перекрыла гребни

срединно-океанических хребтов. В мантии Земли тогда сохранялось еще около 5%

свободного (металлического) железа. В результате океанические воды в конце архея и

раннего протерозоя насыщались растворимой двухвалентной гидроокисью железа, а после

его окисления на мелководьях до трехвалентного состояния, железо выпадало в осадок,

формируя уникальные железорудные (джеспилитовые) месторождения докембрия. В

геологической летописи Земли этот момент четко маркируется выдающейся

металлогенической эпохой массового отложения железорудных формаций криворожского

типа, когда сформировалось более 80% всех запасов железных руд мира. Таким образом,

происхождение месторождений железа позднего архея и особенно раннего протерозоя

прямо связано с процессом выделения земного ядра, предопределившим основные

закономерности развития океанов и эволюции химического состава мантии.

Последовательное использование идей тектоники литосферных плит позволило

понять многоступенчатый механизм обогащения земной коры рудными элементами. Так,

первый этап обогащения земной коры этими элементами происходит в океанических

рифтовых зонах Земли, благодаря дифференциации мантийного вещества и

гидротермальной деятельности. Второй этап обогащения континентальной коры рудными

элементами развивается в зонах поддвига океанических литосферных плит под островные

дуги и активные окраины континентов (в зонах субдукции). Наконец, на третьем этапе

происходит обогащение уже самих месторождений полезных ископаемых, благодаря

предварительным процессам разрушения коровых пород, последующего седиментогенеза

и нового вовлечения этих осадков в процессы корообразования в зонах поддвига

литосферных плит и коллизии континентов, т.е. за счет процессов рециклинга коровых

пород.

371

Привлечение идей и геологических данных по глобальной эволюции Земли

позволило выяснить важную роль процесса образования земного ядра на весь ход

геологического развития Земли и на условия формирования эндогенных полезных

ископаемых. В частности, этим событием определяется происхождение уникальных

месторождений сидерофильных элементов раннего протерозоя в расслоенных интрузиях

этого возраста (никеля, меди, хрома, кобальта и платиноидов). Затягиванием на большие

глубины под архейские щиты железистых (тяжелых) пелагических осадков

раннепротерозойских океанов объясняется происхождение таких глубинных пород, как

алмазоносные кимберлиты, лампроиты и щелочно-ультраосновные комплексы, в том

числе и хибинские апатитовые сиениты.

В происхождении экзогенных (стратиформных) месторождений золота, урана,

меди и полиметаллических руд раннего протерозоя определяющую роль играли эволюция

океанов и климаты Земли. В архее существовал жаркий (со средними температурами

+50…+60 °С) и кислый океан (рН ≈ 3–5), в водах которого были растворены многие из

рудных элементов. В раннем протерозое произошла нейтрализация океанических вод (до

рН ≈ 7–8) и снижение температуры океана до +6…+8 °С. В результате произошло

массовое выпадение в осадок рудных элементов, прежде растворенных в водах архейских

океанов.

Основные геологические рубежи эволюции Земли радикальным образом

сказывались и на развитие земной жизни. Так, первые зародыши жизни могли появиться

на Земле только после начала процесса ее дегазации около 4 млрд лет назад и

возникновения восстановительной атмосферы в самом начале архея. Архей, по-видимому,

характеризовался развитием наиболее примитивных, термофильных и прокариотных

бактериальных форм. После резкого похолодания в раннем протерозое термофильная

флора сменилась холодноводной и получили пышный расцвет строматолиты. После

окончания эпохи массового отложения железорудных формаций 2,0–1,9 млрд лет назад,

вероятно, появились и первые эвкариотные одноклеточные организмы, получившие в

середине протерозоя широкое распространение.

Судя по расчетам, свободное железо полностью исчезло из мантии (перешло в

земное ядро) около 600–500 млн лет назад. После исчезновения из мантии в конце

протерозоя металлического железа в атмосфере Земли постепенно стал накапливаться

кислород. Этому соответствует один из главных рубежей развития жизни на Земле –

появление в венде многоклеточных организмов и царства животных, метаболизм которых

уже был основан на потреблении кислорода. Такое совпадение, безусловно, не является

случайным, ведь железо, поступавшее из мантии через рифтовые зоны в гидросферу,

являлось мощнейшим поглотителем кислорода в течение всего докембрия. Отсюда

делается вывод, что кислород в заметных количествах начал накапливаться в земной

атмосфере только после полного исчезновения железа из мантии. По-видимому, именно с

этим событием следует связывать расцвет высокоорганизованной жизни на Земле в

фанерозое. Однако парциальное давление кислорода поднялось до его равновесного

уровня (близкого к современному), вероятно, только в меловом периоде, после широкого

распространения на Земле цветковых растений.

В фанерозое большое влияние на эволюционное развитие растительных и

животных форм земной жизни стал оказывать дрейф континентов. Особенно сильно это

влияние проявилось при формировании на рубеже палеозоя и мезозоя последнего

суперконтинента – вегенеровской Пангеи и при начале ее распада в мезозое и кайнозое.

Кроме того, на эволюционном процессе заметно сказались и колебания земного климата с

возникновением ледниковых эпох в кайнозое и плейстоцене.

К настоящему времени рассмотренная здесь общая теория глобального развития

Земли с единых позиций сумела дать естественное объяснение следующим, казалось бы,

разноплановым глобальным событиям и процессам. Так, были объяснены: