Еволюцiя географiчної оболонки
Географiчна оболонка - це область взаємодiї усерединi планетарних ендогенних i зовнiшнiх - екзогенних i космiчних процесiв, якi здiйснюються при активнiй участi органiчної речовини. Звiдси границi географiчної оболонки повиннi визначатися умовами, при яких можливе iснування бiлкових тiл, що становлять основу життя на Землi. Нижня границя регламентується iзотермою 1000
Таким чином, товщина географiчної оболонки становить 20-25 км i включає верхи земної кори, гiдросферу, атмосферу i їхню органiчну речовину, що насичує.
Особливостi еволюцiї географiчної оболонки визначаються в першу чергу темпами нагромадження вiльної води на поверхнi планети. Саме тут у прикордоннiй областi процеси взаємодiї йдуть найбiльше активно, створюючи рiзноманiття форм рельєфу земної поверхнi, обрисiв континентальних, морських i океанiчних областей, розмаїтiсть органiчного миру, наземних i пiдводних ландшафтiв.
Проекцiя внутрiпланетарних процесiв на земну поверхню й наступну взаємодiю їх iз сонячним випромiнюванням в остаточному пiдсумку вiдбивається у формуваннi головних компонентiв географiчної оболонки - верхiв земної кори, рельєфу, гiдросфери, атмосфери й бiосфери. Отже, для виявлення закономiрностей її еволюцiї необхiдно дослiджувати динамiку ендогенного режиму планети, еволюцiї магматизму, вiльної води й рельєфу земної поверхнi. З появою води створюються передумови для формування кисневої атмосфери Землi й розвитий бiосфери.
Сучасний стан географiчної оболонки - результат її тривалої еволюцiї, починаючи з виникнення планети Земля. Правильне розумiння процесiв i явищ рiзного просторово-тимчасового масштабу, що протiкають у географiчнiй оболонцi, вимагає, щонайменше, багаторiвневого розгляду, починаючи iз глобального - загальнопланетарного. Разом з тим дослiдження процесiв такого масштабу до останнього часу вважалося прерогативою геологiчних наук. У загально географiчному синтезi iнформацiя цього рiвня практично не використовувалася, а якщо й залучалася, то досить пасивно й обмежено. Однак галузевий пiдроздiл природничих наук досить умовно й не має чiтких границь. Об'єкт дослiджень у них загальний - Земля i її космiчне оточення.
У результатi термохiмiчних реакцiй, що йдуть у зонi зовнiшнього ядра Землi утворяться метали, їхнi окисли, летучi речовини й вода. Легкi продукти реакцiй тепла дифундують пiд пiдошву кам'яної оболонки - перисфери. Через бiльше низьку теплопровiднiсть останньої вони не вiдразу прорвуться на поверхню планети, а, накопичувався пiд пiдошвою перисфери, формують зону вторинного розiгрiву верхньої мантiї - астеносферу. Перiодичне розвантаження астеносфери вiд надлишкiв магматичного матерiалу, летучих i тепла в результатi вулканiзму супроводжується формуванням у нiй розущiльненого простору. Кам'яна оболонка перисфери, дотримуючись зменшуваного обсягу, пасивно просiдає над цими областями, роблячи негативнi форми рельєфу на поверхнi Землi. Областi, де такого просiдання не вiдбувається, зберiгаються у виглядi залишкових височин. Все це пiдтверджується приуроченiстю траппових провiнцiй континентiв до синеклизам платформ, тiсним зв'язком масових платобазальтових виливiв з утворенням океанiчних западин у кайнозої. Зменшення обсягу Землi за рахунок ущiльнення проторечовини, диссипацiї водню, iнших газiв i продуктiв дисоцiацiї води супроводжується скороченням радiуса планети й площi її поверхнi. Вiдповiдно до наших розрахункiв, збиток маси за всю iсторiю Землi склала приблизно 4,2·1025
г, що вiдповiдає скороченню обсягу на 4,0·1026
див3
i радiуса на 630 км. У такий спосiб рельєф Землi вiдображає насамперед рiвнi рiзного опускання сфери в ходi загальної контракцiї. Цей процес нерiвномiрний як у просторi, так i в часi. Нерiвномiрнi уздовж радiуса опускання сфери ведуть до утворення рiзнависотних поверхонь вирiвнювання.
Іншими словами, скорочення поверхнi стискальної сфери досягається не загальним пликативним стиском її кам'яної оболонки, як це передбачалося Елi де Бомоном i Є. Зюссом, що виходили з моделi спочатку вогненно-рiдкої Землi, а опусканням на рiзнi рiвнi окремих її блокiв. І в цьому головну вiдмiннiсть “холодної" контракцiї вiд класичної контракцiї Зюсса, крiм її вихiдної посилки.
Скорочення поверхнi Землi внаслiдок зменшення її обсягу й прогресуючого зменшення радiуса веде до збiльшення контрастностi й глибини розчленованостi рельєфу твердої перисфери. Отже, розмах амплiтуди рельєфу планети прямо пропорцiйний її вiку й внутрiшнiй активностi й обернено пропорцiйний екзогенному факторовi, що характеризує iнтенсивнiсть руйнування рельєфу, що в остаточному пiдсумку визначається наявнiстю або вiдсутнiстю вiльної води на поверхнi планети. Океанiчнi западини й континентальнi блоки - це найвищi гармонiки контракцiї, що утворилися в ходi глобального стиску сфери, кам'яна оболонка якої - перисфера, просiдаючи над розущiльненими просторами астеносфери, пасивно пристосовується до обсягу, що зменшує, кулi. Западини й височини в межах цих головних геотекстур гармонiки стиску бiльше високого порядку, в бiльше пiзнi етапи розвитку Землi в ходi її контракцiї.
Енергетиковi горизонтальних рухiв в умовах Землi теоретики неомобилизма шукають у механiзмi мантiйної конвекцiї. В умовах зiрки такий механiзм пiдтверджується спостереженнями й обґрунтований теоретично. На холоднiй i неоднорiднiй планетi, де переважають гравiтацiйнi сили стиску, iснування такого механiзму постулюється. Однак надiйнi докази його iснування навряд чи можуть бути знайденi. Термодинамiчнi умови на планетах i зiрках рiзнi, звiдси рiзна й динамiка їхнiх зовнiшнiх оболонок. Мобiльнiсть плазменої оболонки визначена необхiднiстю переносу надлишку тепла з надр зiрки. Горизонтальна мобiльнiсть кам'яної оболонки планети в умовах вiдсутностi суцiльного атмосферного шару не має задовiльного енергетичного пояснення.
Коли i як утворилася земна гiдросфера i якi шляхи її подальшої еволюцiї? Це залишалося поза увагою дослiдникiв. Разом з тим вода - найголовнiший пiдсумок еволюцiї проторечовини. Її поступове (до рубежу мiж мезозойською й кайнозойської ерами) нагромадження на поверхнi планети супроводжувалося вулканiзмом i рiзними амплiтудними спадними рухами перисфери. Це у свою чергу визначило хiд еволюцiї газової оболонки, рельєфу, спiввiдношення площi й конфiгурацiї суши й моря, а з ними й умов седиментацiї, клiмату й життя. Іншими словами, вироблювана планетою й вiльною водою, що виноситься на поверхню, по сутi обумовила хiд еволюцiї географiчної оболонки. Без її вигляд Землi, її ландшафти, клiмат, органiчний мир були б зовсiм iншими. Прообраз такої Землi легко вгадується на безводнiй i безжиттєвiй поверхнi Венери, почасти Мiсяця й Марса.
Рубiж мезозою й кайнозою, характеризується прискоренням виносу вiльної води на поверхню Землi в результатi спонтанної дегiдратацiї проторечовини. Зовнiшнiм проявом цього процесу з'явилася океанiзацiя Землi. Це загально планетарний процес, що включає дегiдратацiю, масовий вулканiзм i опускання великих сегментiв перисфери. Стадiя океанiзацiї наступає у фiналi еволюцiї протопланетного речовини, а загальна тривалiсть цього процесу в умовах Землi визначається в 140-160 млн. рокiв. У ходi океанiзацiї вiдбувається формування континентальних масивiв, поступове збiльшення контрастностi їхнього рельєфу. Швидкiсть i обсяги перемiщення проторечовини з астеносфери на поверхню Землi й наступна їхня дезiнтеграцiя й розмив у перiод океанiзацiї, очевидно, були значно вище, нiж у доокеанiчну епоху.
Для попереднiх етапiв еволюцiї були характернi лише бiльш-менш рiвномiрно розподiленi по земнiй поверхнi мiлководнi морськi басейни. Це пiдтверджується переважно мiлководним виглядом опадiв палеозою й мезозою в межах континентальних блокiв, вiдсутнiстю широтної диференцiацiї клiмату й щодо слабкою розчленованiстю рельєфу. У таких умовах темпи еволюцiї географiчної оболонки, включаючи нагромадження, перемiщення й денудацiю матерiалу, що виноситься з астеносфери, були щонайменше на порядок менш iнтенсивними, чим в епоху океанiзацiї.
Сучаснi темпи денудацiї земної поверхнi, оцiнюванi по обсязi й масi твердого стоку, становлять приблизно 0,8 км/107 збiльшенням амплiтуди рельєфу й зниженням базису ерозiї. Отже, за 60-70 ·106
рокiв потужнiсть переробленої кори склала приблизно 5-6 км.
У ранньому фанерозої й докембрiї швидкiсть денудацiї слабко розчленованої земної поверхнi була, iмовiрно, на порядок нижче, тобто за 3,9·1099
рокiв склала 35-37 км. Отримана оцiнка хоча й досить приблизна - порiвнянна iз середньою потужнiстю земної кори, рiвної 33 км. Можна припустити, що границя Мохоровичича в рядi випадкiв представляє поховану поверхню протопланети, складену речовиною вiку бiльше 4·109
рокiв. Вся товща сформована вулканiчним матерiалом, викинутим з астеносфери на поверхню планети. Дезiнтеграцiя й окислювання цього матерiалу при взаємодiї iз сонячним теплом, водою й бiосферою разом iз процесами метаморфiзму в ходi спадної ундуляцiї перисфери й створили спостережуване рiзноманiття форм i складу земної кори - найважливiшого елемента географiчної оболонки.
Найважливiшим показником внутрiшньої активностi планети й еволюцiї географiчної оболонки є земна гiдросфера. Тривалий час iснували подання про сталiсть її обсягу або невеликих i рiвномiрних надходженнях за геологiчний час. Однак кiлькiснi оцiнки ендогенних надходжень i фотолiтичних втрат земної гiдросфери показали, що до рубежу мезозою й кайнозою швидкiсть виносу вiльної води на поверхню Землi була на порядок нижче, нiж в останнi 70 млн. рокiв.
До юри вона становила порядку 0,01 мм/1000 рокiв i в кайнозої бiльше 0,1 мм/1000 рокiв, причому в останнi 5 млн. рокiв досягла найвищого значення - 0,6 мм/1000 рокiв (Орля, 1985). Знаючи загальну масу вулканiчного матерiалу, можна визначити кiлькiсть води принесене вулканами на земну поверхню за 4·109
рокiв геологiчної активностi. Оскiльки переробцi пiддавалося проторечовина, у якому втримується в середньому 5% води, вiд загальної маси вулканiчного матерiалу 3,6·1025
г - це складе 1,8·10241524
р. Але це за умови, що площа дзеркала морiв i праокеана була порiвнянна iз сучасної. Однак це бiльш нiж в 20 разiв перевищує загальну масу води перекиненої на поверхню Землi за час її геологiчної активностi. Звiдси ми одержуємо ще одне незалежне свiдчення, що в до кайнозойський час Свiтового океану сучасних розмiрiв не iснувало на поверхнi планети, а загальна площа морських басейнiв була бiльш нiж на порядок менше сучасної загальної площi дзеркала вод морiв i океану. Тiльки при такому спiввiдношеннi суши й моря наведене значення фотолiтичних втрат, якi залежать у першу чергу вiд площi, поверхня випару повинна бути зменшена на порядок i бiльше 1,4×1023
р. Сучасний Свiтовий океан мiстить 1,6×1024
р. Загальна маса винесеної на земну поверхню води оцiнюється величиною 4,0×1024×1024
океанiв на сучаснiй сушi - їх там нiколи не було. Про це свiдчить i переважно мiлководний вигляд опадiв палеозою й мезозою континентальних платформ i океанiчних улоговин.
Розрахунки показують, що Земля ще в станi зробити бiля пiвтора обсягiв вод Свiтового океану. При збереженнi сучасних темпiв дегiдратацiї це займе ще приблизно 80 млн. рокiв, пiсля чого ресурси проторечовини будуть виробленi й надходження води на поверхню повнiстю припиниться. При негативному балансi водних надходжень i сучасних темпiв фотолiзу планета може повнiстю втратити водну оболонку через 20-30 млн. рокiв.
Якi прогнози еволюцiї географiчної оболонки на бiльше близьку перспективу? При спостережуваних темпах надходження ендогенної води - 0,6 мм в 1000 рокiв - через 10 тис. рокiв рiвень океану пiднiметься на 6 м. Це неминуче буде супроводжуватися прискоренням танення полярних льодовикiв Гренландiї й Антарктиди. Їхнє зникнення пiдвищить рiвень у найближчi тисячорiччя ще на 63 м, що приведе до затоплення всiєї низинної суши, третина якої лежить на оцiнцi нижче 100 м. Через 100 тис. рокiв рiвень моря пiднiметься ще на 60 м i досягне +120-130 м. Пiд водою виявляться всi рiвнини Землi. Надалi пiдйом рiвня води сповiльниться, поки темпи фотолiтичних втрат не перевищать темпи ендогенних надходжень. Вiдповiдно до наших розрахункiв, максимум океанiзацiї досягне в найближчi сотнi тисяч рокiв, а потiм почнеться падiння рiвня океану. Таким чином, океанiзацiя - це фiнал новiтньої еволюцiї планетарної речовини, а тривалiсть його в умовах Землi становить 140-160 млн. рокiв.
Аналiз еволюцiї географiчної оболонки буде неповним, якщо не розглянути ще один її компонент - атмосферу. Як i гiдросфера, газова оболонка Землi формувалася за рахунок дегазацiї й вулканiзму iз зони астеносфери. У зв'язку iз цим варто було б очiкувати, що її склад буде близький складу глибинних газiв, тобто вона повинна мiстити Н22
, NН3
, Н2
S, З2
i iн. Імовiрно, таким склад атмосфери був би в глибокому докембрiї. З початком фотолiзу пар що, в атмосферi виноситься, утворилися атоми водню й вiльний молекулярний кисень. Вiльнi атоми водню пiднiмалися у верхнi зони атмосфери й дiссипували в космос. Молекула кисню досить велика, щоб дiссипувати, тому опускаючись у нижнi зони атмосфери, вона стає її найважливiшим компонентом. Поступово накопичуючись, кисень поклав початок хiмiчним процесам у земнiй атмосферi. Завдяки хiмiчнiй активностi кисню в первиннiй атмосферi почалися процеси окислювання глибинних газiв. окисли, Що Утворилися при цьому, випадали в осад. Частина газiв, у тому числi й метану, залишилася в колекторах земної кори, давши початок глибинним покладам нафти й газу.
умови для появи фотосинтезуючих синьо-зелених водоростей i бактерiй. З їхньою появою процес насичення атмосфери киснем значно прискорився. При асимiляцiї вуглекислоти зеленими рослинами утворювався кисень, а ґрунтовими бактерiями - азот. У мiру нагромадження вiльної води на поверхнi Землi й появи численних морських басейнiв вiдбувається зв'язування З2 зменшення змiсту З2
в атмосферi й лужному резервi в морських водах.
Нестiйка вторинна атмосфера наприкiнцi палеозою переходить у третинну, що складається iз сумiшi вiльного азоту й кисню, причому кiлькiсть кисню продовжувало накопичуватися й у наступний час. Ступiнь стiйкостi цiєї сучасної атмосфери визначається масою планети й характером її взаємодiї iз твердим сонячним випромiнюванням.
Земля безупинно втрачає гази з молекулярною вагою менш 4, тобто водень i гелiй. Час повної диссiпацiї атмосферного водню при температурi газової оболонки 1600 До становить усього 4 роки, гелiю - 1,8 млн. рокiв, кисню - 1029
рокiв. Отже, постiйна присутнiсть в атмосферi водню й гелiю свiдчить про безперервне поповнення ними за рахунок глибинних газiв. Диссiпацiя починається з висоти найбiльшого розрiдження атмосфери, тобто приблизно 500 км. Цей факт пiдтверджує дiєвiсть механiзму фотолiзу й ефективну втрату маси Землею (Єрмолаєв, 1975).
Таким чином, еволюцiя хiмiчного складу атмосфери вiдбувалася в тiсному взаємозв'язку з темпами нагромадження вiльної води на поверхнi Землi й формуванням морських седиментацiйних басейнiв. Аж до середини палеозою (карбону), коли наземна рослиннiсть поширилася повсюдно, атмосферний кисень накопичувався переважно фотолiтичним шляхом. Починаючи з карбону, цей процес пiдсилився за рахунок фотосинтезу. Змiна органiчного миру мезозою й кайнозою, очевидно, обумовлено в чималому ступенi кисень атмосфери.
Добове обертання Землi забезпечує також нагрiвання й охолодження її поверхнi. Це сприяє розвитку водної й повiтряної циркуляцiї, прискоренню динамiки всiх процесiв життєдiяльностi бiосфери, перетворенню речовини земної кори.
Нахил осi обертання до площини орбiти (23°27¢) приводить до перiодичного (сезонному) змiнi кiлькостi сонячного тепла, одержуваного рiзними дiлянками земної поверхнi при русi планети по гелiоцентричнiй орбiтi. Повний обiг навколо Сонця Земля робить за 365,2564 зоряної доби (сидеричний рiк), або 365,2422 сонячної доби (тропiчний рiк).
У ходi еволюцiї географiчна оболонка освоювалася й насичувалася органiчною речовиною. Адаптуючись до умов, що змiнюються, бiосфера пройшла довгий шлях вiд найпростiших одноклiтинних до складних багатофункцiональних органiчних систем, вiнцем яких близько 50 тис. рокiв став хомо сапiєнс. “Людина, як усяка жива речовина, є функцiя бiосфери, - писав В. И. Вернадський, - а вибух наукової думки в XX сторiччi був пiдготовлений всiм минулим земної бiосфери". Поступова цивiлiзацiя людства з'явилася не чим iншим, як формою органiзацiї цiєї нової геологiчної сили на поверхнi Землi. Хомо сапiєнс як активний фактор географiчної оболонки, на вiдмiну вiд iншої спiвiснуючої з ним бiосфери, характеризується наявнiстю розуму, а з погляду екологiї розум - це вища здатнiсть доцiльно реагувати на змiну зовнiшнiх умов.
географiчної оболонки в змiстi збалансованостi суши й моря, клiматичних умов, органiчного миру й т. д. Однак уже найближчим часом цивiлiзацiї прийде вести важку боротьбу з настанням океану, пристосовуватися до нових умов iснування. Багато країн Середземномор'я i Європи починаючи з XII столiття вже ведуть цю боротьбу, зводячи дамби й греблi на морських узбережжях i в устях рiк. Майбутнє Землi ще значною мiрою залежить вiд її внутрiшнiх ресурсiв. А цi ресурси, як ми бачимо, ще досить великi.
1. Орльонок В. В. Історiя води на Землi й iнших планетах // Географiя в школi. 1990. №5. С. 9-15.
2. Друянов В. А. Загадкова бiографiя Землi. - К., 2001
3. Келдер Н. Неспокiйна Земля. - К., 1995
4. Монин А. С. Популярная история Земли. - М., 1980
|
