Розвиток Землі та її геосфер

Періодизація розвитку Землі. Догеологічний етап розвитку, основні уявлення про земну кору, атмосферу, гідросферу.

Фундаментальною особливістю всіх планет земної групи є їх розшарованість на оболонки, неоднорідність їхнього складу за радіусом. У центрі усіх планет земної групи розташоване щільне ядро, потім йде нижня мантія, що складає основну масу планети, а вище розташована верхня мантія, на якій залягає продукована нею кора, оточена газовою та рідкою оболонкою, що утримується великими планетами та втрачена малими – Місяцем, Меркурієм і частково Марсом.

Вік Сонячної системи може бути визначений як час утворення перших твердих зерен у небулярному диску, що оточував прото-Сонце. Цей вік встановлений за датуванням кальцієво-алюмінієво-збагачених включень у метеоритах. Ці включення розглядаються як найдавніші тверді тіла у солярній туманності. Їхнє утворення позначає початок для декількох довго- та короткотривалих радіогенних годинників, що використовуються для точного встановлення часових шкал для подій у Сонячній системі, таких як утворення та еволюція планетних тіл. Так, ізотопний аналіз за ²⁰⁷Pb–²⁰⁶Pb кальцієво-алюмінієво-збагаченого включення у хондритовому метеориті з Північно-Західної Африки, показав, що це включення утворилось 4568,2 млн. р.т. Цей вік є найдавнішим з отриманих щодо будь-якого об’єкта в Сонячній системі (Bouvier & Wadhwa, 2010).

Земля сформувалась шляхом акреції численних «планетних ембріонів», що вже були розділені на металеве ядро та силікатну мантію.

Багато вчених вважають, що початком формування нашої планети стало зіткнення нашої планети з великим космічних тілом розміром з Марс. Внаслідок цього частина Землі відірвалась та перетворилась на Місяць. Нещодавно вдалось більш-менш точно встановити як довго формувалась Земля. Порівнюючи кількість ізотопів магнію та вольфраму, знайдених на Землі та в астероїдах того самого віку Джон Рудж визначив, скільки часу забрало формування у нашої планети ядра, мантії та кори. Як «планетарний ембріон» Земля з’явилась одночасно із Сонцем, але її ріст за рахунок нових шарів був тривалішим, а формування планети в її теперішньому геологічному вигляді зайняло ще декілька десятків мільйонів років. Постійні космічні зіткнення розігрівали планету та надавали металам можливість сконцентруватись в центрі планети, утворивши її ядро. Тому під час даного процесу ядро не становило тієї структури, якою воно є зараз. Наприкінці етапу формування був зафіксований своєрідний пробіл, який можна пояснити сильним зовнішнім впливом та появою Місяця. Тому вік планети оцінюється в 4,537 млрд. р. (Rudge et al., 2010).

Архейський етап розвитку. Утворення фундаменту щитів найдавніших платформ. Найдавніші геологічні породи. Тектонічні структури та процеси в Катархеї. Розвиток гідросфери, атмосфери та біосфери в Археї.

У докембрійських товщах вміщені величезні запаси корисних копалин: 70% залізних руд, хромітів та сульфідного нікелю, 60% міді та марганцю, більше 90% золота і кобальту, майже 50% урану, більша частина платини. З докембрієм пов’язані мало не всі світові запаси мусковіту і флогопіта, величезні концентрації фосфоритів (в т.ч. у Подністров’ї), керамічної сировини, оздоблювальних та будівельних матеріалів, родовища графіту, дорогоцінного та оздоблювального (поделочного) каміння.

Якщо вік Землі – 4,55 млрд. р., а вік відомих нам найдавніших геологічних утворень – 3,8 млрд. р., то що ж відбувалось на Землі протягом перших 750 млн. р.?

Згідно з найбільш розробленими зараз моделями, догеологічний (планетарний) етап розвитку Землі – від утворення протоземної хмари до формування найдавніших ділянок земної кори – охоплює інтервал 4,7-3,9 млрд. р. Всередині етапу прийнято виділяти доакреційну (4,7-4,568 млрд. р.), акреційну (4,568-4,4537 млрд. р.) та постакреційну (4,4537-3,9 млрд. р.) фази. Остання фаза супроводжувалась грандіозним метеоритним бомбардуванням Землі та плавленням її речовини, з яким пов’язується прискорена диференціація речовини у верхніх шарах Землі з утворенням первинної сіалічної (тобто такої, що складається з мінералів, багатих на Si та Al) кори.

Отже нині можна говорити лише про досить тривалий часовий інтервал, у межах якого можна шукати витоки власне геологічних подій. Згідно з викладеною моделлю, це відбувалось 4,45-3,9 млрд. р. тому. До останньої дати (3,9 млрд. р.) близький вік найдавніших гірських порід України, а також вік найдавніших метаморфічних та вулканічних порід Гренландії. Встановлено, що такі породи зазнали метаморфізму – були перетворені 3,8-3,7 млрд. р. тому. Вік – 4,2 млрд. р., визначений за цирконами Австралії, скоріш за все свідчить, що відносно стабільні геологічні ядра могли утворюватись на Землі у ще давніший час.

У так зв. “гранітному” шарі у тілі платформ зустрічаються й фрагменти глибшого “базальтового” шару. “Гранітний”, або гранітно-метаморфічний шар Землі, складається з складного комплексу магматичних та метаморфічних порід, які представлені плагіогнейсами, кристалічними сланцями первинно-осадового або вулканогенного складу, що, як правило, були піддані процесам гранітизації та пронизані численними поколіннями гранітів.

У тих місцях, де “гранітний” шар виходить на поверхню, у межах щитів платформ, його склад та вік різні на різних ділянках. Тому стародавні платформи розчленовують на сегменти. Так, на Балтійському щиті Східноєвропейської платформи гранітно-метаморфічний шар Кольського та Біломорського сегментів має товщину до 10 км, а Свекофенський сегмент – до 20 км і більше. Найдавніші обширні прояви процесів гранітизації та ультраметаморфізму у Кольському сегменті збігаються з ранньоархейським часом (понад 3 млрд. років тому), у Карельському – з верхньоархейським (понад 2,6 млрд. років), а у Свекофенському – з протерозойським (понад 1,7 млрд. років).

Отже, гранітно-метаморфічна оболонка Землі сформувалась за колосальний проміжок часу. Найдавніші породи цього шару – гнейси віком 3,8 млрд. років – відомі на західному узбережжі Гренландії, поблизу м. Годтхаба. А у тілі платформ, що входили колись до Гондвани, вік гранітно-метаморфічних утворень – 1-1,5 млрд. років.

Окрім порід гранітно-метаморфічного складу у фундаментах стародавніх платформ виділяють також утворення, що належать до “базальтового” шару земної кори: породи базит-гіпербазитового ряду – габброїди (базити) і гарцбургіти, піроксеніти, дуніти (гіпербазити). У тих місцях, де залягають такі породи, геологічний розріз нагадує розріз кори океанічного типу, що містить два шари – осадовий та “базальтовий”.

Детальні дослідження, проведені на Балтійському та Українському кристалічних щитах Східноєвропейської платформи показали, що докембрійські пояси океанічної кори є складними або лускуватими монокліналями[1]. На відміну від простих монокліналей розглядувані форми є системами численних лусок, розділених поверхнями крутих сколів. Отже, сучасну структуру стародавніх платформ утворюють сегменти різного віку та пояси лускуватих структур базит-гіпербазитів, що їх розділяють. На одну й ту ж поверхню виведені гранітно-метаморфічна та базальтова оболонки земної кори. Алохтонна структура докембрійської кори, що виражається у горизонтальних переміщеннях різновікових пластин та виникненні лускових насувів – це основна риса геологічного розвитку та формування глибинної структури глибокого докембрію, властива усім фундаментам давніх платформ.

Нижньопротерозойські тектонічні обстановки. Зміни клімату та його проявів (континентальність, зледеніння та ін.), загальні риси, зволоженість, температура, слабка диференціація. Зародження тектоніки літосферних плит, тектонічні обстановки верхнього протерозою. Взаємопов’язаний розвиток літосфери, гідросфери та атмосфери у Фанерозої. Вплив життя.

Новітня історія Землі, або її фанерозойський еон, починається з кембрійського періоду. Нижня межа кембрію оцінюється у 570 млн. років. Нижче кембрійських відкладів залягають потужні та складно побудовані товщі порід докембрію з рештками організмів зовсім іншого вигляду, представлені головним чином рештками водоростей та їх будівлями (фітолітами). Відсутність черепашкової, або так званої скелетної фауни, властивої всьому фанерозою, не дозволяє проводити кореляцію порід докембрію з такою точністю, як у системах фанерозою.

У 1940-х роках акад. Н.С. Шатський виділив складно побудований комплекс давніх німих світ на Південному Уралі в особливу групу порід, назвавши її рифейською (від давньої назви Уралу – Рифейські гори). Рифей, на думку Шатського, відповідав особливому етапу в історії Землі, а відсутність у його породах фауни палеозойського типу пояснюється тим, що рифейські породи відклались ще коли життя на землі було більш примітивним.

У 1960-х роках у СРСР було розпочате інтенсивне дослідження палеонтології докембрію. Основна увага приділялась фітолітам – будівлям синьо-зелених водоростей, що часто зустрічаються у карбонатних породах рифею. Їх поділяють на дві групи: строматоліти, що мають форму прямих, іноді розгалужених стовпчиків з поперечною мікрошаруватістю, обернутою опуклістю догори. Друга група – мікрофітоліти, мають ще назву горохового каменя. Така порода складається з жовен розміром з горошину, кожна така горошина на зрізі мікрошарувата, іноді радіально-променева. У проверстках та лінзах кременів чудово збереглись десятки самих водоростей, що створювали строматолітові будівлі. При збільшенні у декілька тисяч разів вони мають вигляд подовжених ниток та коржів (пляцків). У глинистих та алевролітових породах зустрічаються також акритархи – тільця кулястої форми, розміром 50-100 мк, які відносять до цист водоростей.

Першим підрозділом для верств, що безпосередньо передують кембрію, був венд, виділений у 1950 р. Б.С.Сокловим. Для палеонтологічної характеристики венду було взято декілька видів безскелетних тварин, в т.ч. Vendia sokolovi Keller, що нагадувала позбавленого панцира “голого трілобіта”[2]. У середині 1970-х років на Онезькому п-ві були знайдені багаті комплекси безскелетних тварин. Зараз Біломорська біота венду налічує 30 видів, що належатьдо 17 родів. Серед них кишковопорожнинні (сцифо- і гідромедузи), членистоногі, плоскі черви, голкошкірі, а також форми неясної систематичої приналежності.

Відомо, що нижче валдайської серії (рифей) на Східноєвропейській плиті знаходяться давні льодовикові відклади – тілліти, що збереглись тут лише у внутрішніх прогинах. Це зледеніння, назване лапландським, було поширене на Пн. Уралі, у Білорусії, Норвегії, на Шпіцбергені, у Франції, в Іспанії та на півночі Африки. Саме після лапландського зледеніння відбулось швидке розселення безхребетних на обширних площах. Ці представники органічного світу належать до форм, що позбавлені твердого скелета у вигляді панцира або черепашки, чим і пояснюється рідкісність їх знаходження у викопному стані. Проіснувавши біля 50-70 млн. р., від підошви валдайських відкладів (600-620 млн. р.) до підошви балтійської серії кембрія (550-570 млн. р.) вони змінились асоціацією форм з твердим скелетом.

Отже, картина розвитку органічного світу у венді та низах кембрію виглядає наступним чином. У теплих морях верхнього рифею до епохи великого лапландського зледеніння повсюдно були поширені синьо-зелені водорості, які створювали у карбонатних товщах строматолітові будівлі. Тваринний світ цього часу досліджений слабо.

У вендських відкладах, що належать до післяльодовикового часу, відбулось швидке розселення безхребетних тварин, що утворювали стійку, дуже різноманітну за своїм систематичним складом асоціацію видів. Форми, що її складали, належали до організмів позбавлених панцира або мушлі. У морях геологічного минулого ця фауна з’явилась 600-620 млн. років тому й існувала біля 50 млн. років. Багато типів та родин, властивих цій фауні, знаходять у молодших кембрійських відкладах. Фітоліти у венді відходять на другий план, з’являються та розвиваються своєрідні рослинні угруповання, що отримали назву вендотенієвої флори.

У ранньому кембрії, біля 550-570 млн. р. відбулось друге оновлення органічног світу Землі. У морях з’явились та широко розселились форми з твердим скелетом – хіоліти, гастроподи, брахіоподи, ханцелорії, лапвортели та ін. Їхні тверді мушлі чудово збереглись у породах кембрію. Зміни відбулись також у рослинних угрупованнях. Акритархи венду змінились багатими угрупованнями видів з шипами та виростами.

Отже, в історії становлення органічного світу Землі може бути відмічено два рубежі. З приводу виникнення скелетної фауни в основі кембрію було висловлено багато гіпотез. Виникнення скелета у різних типів тварин, можливо, було пов’язане зі зміною хімізму морських вод та атмосфери, появою в асоціації видів хижаків (виживали лише форми, що встигли “вдягнутись” у панцир) і навіть зовнішніми комічним причинами.

Добре відомо, що для датування порід використовується явище радіоактивного розпаду елементів, що відбувається з постійною швидкістю. До їх числа належать: уран (кінцевий продукт розпаду – свинець), калій (аргон), рубідій (стронцій).

При порівнянні геохронологічних дат фанерозою та рифею вимальовується мало зрозуміла картина. З’ясувалось, що геологічні світи, осадові формації та великі геологічні цикли формувались у рифеї у 5-8 разів повільніше, ніж у фанерозої. Так, тривалість формування моласової формації на Уралі або на Кавказі у фанерозої оцінюється у 15-30 млн. р., а молас верхнього докембрію на Єнісейському кряжі – приблизно у 200 млн. р. Час формування тектонічних циклів фанерозою (герцинського чи альпійського) оцінюється у 200 млн. р., а тривалість байкальського (рифейського) циклу не менше ніж у 800-1000 млн. р.

Пояснити ці невідповідності у тривалості формування геологічних тіл докембрію і фанерозою ми поки що не в змозі.

Очевидно ми маємо справу з особливим явищем – загадкою радіоактивного годинник Землі, для якої поки що немає задовільного пояснення. Можна лише стверджувати, що “мільйони років докембрію” та “мільйони років фанерозою”, визначені ізотопними методами, – різні величини. Як стверджує Б.М. Келлер, цифри “абсолютного віку” докембрію, що мають величезне значення для кореляції розрізів, н можуть бути використані для вирішення загальних питань геологічної історії.

Протягом останніх 150 млн. р. океанічні умови розвивались у двох режимах. Один, що характеризувався відносно однорідними умовами для переважної частини Світового океану, тривав понад 100 млн. р. У цей час води океану були порівняно теплими, а різниця температури поверхневих вод на екваторі та у полярних широтах була невеликою. Океан відрізнявся слабкою вертикальною стратифікацією та в’ялою глибинною циркуляцією.

Біля 50-40 млн. р. тому система циркум-екваторіальної течії була розірвана через замикання стародавнього океану Тетіс. Проте аж до початку міоцену (біля 25 млн. р. тому) океан залишався порівняно однорідним і теплим. За цим у океанічний циркуляції відбулись значні зміни: був зруйнований останній з континентальних мостів, що сполучав Антарктиду з іншими материками, завдяки чому склалась нова система течій – циркум-антарктична. Зрештою Антарктида опинилась в ізоляції від теплих вод тропічної зони. Холодні води з південно-полярної області почали надходити уздовж поверхні дна у екваторіальні райони, де почалось похолодання.

16-15 млн. р. тому ще одна значна геологічна подія порушила океанічну циркуляцію: Утворився континентальний міст між північною та Південною Америками. У результаті цього виникла тепла течія Гольфстрім, а тихоокеанські води виявились ізольованими від атлантичних. Приблизно у той же час охолоджені води Північної Атлантики почали поширюватись уздовж поверхні дна до екватора, що змінило тепловий режим океану і призвело до деякого потепління у Антарктиці. Випаровування з поверхні, що почалось через це, спричинило у Антарктиці рясні снігопади – так утворилась льодяна шапка шостого континенту[3].

Зледеніння Антарктиди почалось ще у палеогені з утворенням у Східній Антарктиді високогірних льодовиків, які поступово спускались до океану. Зледеніння Західної Антарктиди, більша частина якої у неогені була вкрита мілководним морями, почалось значно пізніше. Швидке зростання льодовиків відбулось там лише у міоцені, що було пов’язано з остаточною ізоляцією Антарктики Циркумполярною течією з утворенням холодного полярного фронту – зони конвергенції водних мас.

Зростання льодовиків у Західній Антарктиді призвело до виникнення у пізньому міоцені феномена антарктичних придонних водних мас: вони формуються під льодом у морі Уеделла та поширюються уздовж дна далеко на північ, включаючи Північну Атлантику. Утворення цих водних мас принципово змінило умови придонної циркуляції у Світовому океані.

Циркумполярна течія сформувалась на рубежі олігоцену та міоцену, коли утворилась протока Дрейка. У цей час тихоокеанські води ринули в Атлантику. Ця течія зазнавала значних коливань у швидкості. Максимальної швидкості вона набула у пізньому міоцені (7,2-4,7 млн. р. тому), коли активно розмивались донні відклади. У подальшому фази послаблення та посилення течії послідовно змінювали одна одну. Остання фаза посилення течії (1,2-1,0 млн. р. тому) збігається з періодом найбільшого наступу льодовиків у Південній Півкулі (Патагонський гляціал Аргентини). Тоді полярний фронт проходив на північ від Фолклендського підняття. І лише 200 тис. р. тому, з настанням загального потеплення, полярний фронт наблизився до Антарктиди, зайнявши своє нинішнє географічне положення на південь від Фолклендського плато[4].

Розвиток біосфери та педосфери. Найдавніші форми життя. Вплив життя на геохімічні процеси, склад атмосфери та клімат. Взаємозв’язок біосфери з іншими геосферами, етапи її просторового розвитку і відповідний розвиток географічної оболонки. Найважливіші закономірності розвитку біосфери. Закономірності розвитку географічної оболонки.

Основні етапи розвитку географічної оболонки.

Федоров К. Н. Этот капризный младенец – Эль-Ниньо! // Природа. – 1984. - № 8. – С. 65.

Монин А. С., Шишков Ю. А. История климата. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979.

Долуханов П. М. География каменного века. – М.: Наука, 1979.

Соколов Б. С. Вендский период в истории Земли // Природа. – 1984. - № 12. – С. 3.

Барсуков В. Л. Ранняя история планеті земля // Природа. – 1981. - № 6. –С. 30-38.

Перельман А. И. Геохимия епигенетических процессов (зона гипергенза). – М., 1968.

Перельман А. И. Геохимия ландшафта, М., 1975.

Бондарев Л. Г. Роль растительности в миграции минеральных веществ в атмосферу // Природа. –1981. - № 3. – С. 86-90.

Поиск по сайту: