О доокеанической истории Земли

ГЕОЛОГИЯ, ГЕОГРАФИЯ И ГЕОЭКОЛОГИЯ

6

УДК 551. 24

В.В. Орленок О ДООКЕАНИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Обзор публикаций автора, в которых впервые количественно определены средняя скорость поступления эндогенной воды на поверхность Земли и ее фотолитических потерь в течение последних 160 млн лет, а также установлен рубеж быстрого и значительного (более чем на порядок) ее возрастания, совпадающий с геологическим рубежом между мезозоем и кайнозоем. Установленное природное явление характеризует спонтанную дегидратацию внутриземного вещества, внешним отражением которой стала океанизация земной поверхности, и приближает нас к разгадке характера и направленности эволюции земной коры и гидросферы, происхождения Мирового океана в современных границах и глубинах. В статье рассмотрена доокеаническая история Земли, в которой впервые выделены три этапа эволюции земной коры, тесно связанные с внутри-планетарными процессами и изменением состояния Солнца. Показано, что предпосылки океанизации и особые условия докембрия были заложены в особенностях обстановки в окрестностях пылегазовой туманности уже при формировании Солнечной системы и консолидации планетных тел.

The review of author's previous publications with main attention to the average rate of water inflow on the Earth surface and its photo-lytic losses during last 160 million years and stated the boundary of its significant and prompt increasing which was agree with the most bright geologic bound between mesozoic and cainozoic times. Stated natural phenomenon characterizes spontaneous dehydration, i.e. independent of external causes, output of loose water. Its outside reflection became oceanization of Earth surface. Its determination comes us nearer to understanding the development of Earth hydrosphere and origin of the modern World Ocean within its present limits and depth.

In this article the author at first in the scientific literature recovered preoceanic stages of evolution of the Earth. It had been stated that during precambrian and more part of phanerozoic time there wasn't any ocean on the Earth surface. It had been till shallow seabasin because there wasn't conditions for launching the process of oceanization.

Введение

Происхождение и эволюция Мирового океана по прежнему остаются важнейшими проблемами естественных наук. Их решение зачастую ищут с позиций гипотетических постулатов плейттектоники. Увлекшись идеями неомобилизма, многие исследователи проглядели этап

ВестникРГУ им. И. Канта. 2007. Вып. 1. Естественные науки. С. 6—21.

океанизации Земли на рубеже мезозоя и кайнозоя [8 — 19]. Сущность океанизации заключается во взаимодействии трех процессов — обширного и мощного платобазальтового вулканизма, последующего проседания внешней каменной оболочки в разуплотненное пространство астеносферы, дегидратации ее низов и выноса внутрипланетарной воды, заполнившей формирующиеся впадины океанов (рис. 1, 2).

7

Рис. 1. Области преимущественного расположения отложений на дне океанов: 1 — неогеновые; 2 — палеогеновые; 3 — позднемеловые;

4 — раннемеловые; 5 — рифты; 6 — линии разломов [18]

Рис. 2. Направление океанизации в Атлантическом, Индийском (1) и Тихоокенском (2) сегментах [18]

8

Открытие явления океанизации и установление особенностей эволюции гидросферы (рис. 3) позволило по-новому взглянуть и на до-океаническую историю планеты, связав ее с особенностями протопла-нетной и протозвездной стадий развития Солнечной системы [8 — 21].

Рис. 3. Скорость опускания океанических сегментов Земли (правая часть графика) и поступления эндогенной воды в последние 160 млн лет и в будущем (левая часть графика) [19]

Примечания: 1 — 3 — скважины Тихого, Атлантического, Индийского океанов соответственно; 4 — вода; 5, 6 — соответственно глубоководные и мелководные осадки; 7 — базальты. Параллелепипедами показаны доверительные интервалы, вычисленные с вероятностью 0,95 %.

Этапы доокеанического прошлого Земли

Начиная с работ Э. Зюсса и В.И. Вернадского, в науке преобладают представления о значительной древности океана. Считается, что уже в глубоком докембрии (2,5 млрд лет назад) океан имел близкие к современному размеры и глубину более 4 км. А.С. Монин и О.Г. Сорохтин полагают, что 2,6 • 109 лет назад существовали срединно-океанические хребты, а Мировой океан «лишь не намного древнее самой Земли». Вода (по Сорох-тину) «будет поступать еще 2 млрд лет, постепенно замедляясь».

Имеется немало работ, освещающих геологическую обстановку в докембрии [3; 4; 15; 17—19; 22—26]. Плодотворную попытку увязать эволюцию биосферы с изменяющимися внешними условиями, начиная с раннего архея, недавно предпринял И. А. Резанов [23]. Однако, несмотря на огромные усилия многих поколений исследователей, ранняя история земной гидросферы остается дискуссионной. И причина тому — не нехватка научных данных, а, скорее, методология подхода к проблеме.

Недостаток многих обобщающих работ — стремление их авторов рассматривать историю докембрия, опираясь исключительно на скудные геологические материалы, оставаясь к тому же на позициях геоцентризма.

Оценивая события докембрия и фанерозоя, объемы и продолжительность вулканизма, температурные условия на земной поверхности, зависящие, в свою очередь, от состояния Солнца, а также исследуя состав и мощность земной коры, термодинамические условия в недрах планеты, особенности эволюции биосферы, представляется возможным выделить три важнейших этапа доокеанической истории Земли:

1. Формирование базальтовой коры в ходе раннего (4,6—4 млрд лет назад) глобального вулканизма с последующей ее частичной дезинтеграцией, метаморфизмом и гранитизацией. За этот этап из недр на поверхность было переброшено около 5 млрд км3 лав [23], т. е. в 5 раз больше, чем в период океанизации Земли (рис. 4). Повсеместно была создана первичная базальтово-гранитно-метаморфическая кора мощностью 8 — 10 км.

2. Этап, охвативший большую часть архея и весь протерозой, вплоть до фанерозоя (4 — 0,6 млрд лет назад), он характеризуется более спокойным тектоническим режимом и слабым вулканизмом. За 3,4 млрд лет на земную поверхность было переброшено всего 0,35 млрд км3 лав [23] (рис. 4). В условиях контракции Земли завершилось формирование гранитно-метаморфической коры.

3. Палеозой и большая часть мезозоя (600 — 65 млн лет назад), характеризующиеся повсеместной кратонизацией консолидированной коры. Объем вулканизма более чем за 500 млн лет этого этапа был ничтожен и составил менее 0,1 млрд км3 (рис. 4). В ходе общей контракции (вследствие больших теплопотерь, дегазации и вулканизма за предыдущие

3,4 млрд лет), проявившейся в разноамплитудных эпейрогенических колебаниях, возникли континентальные платформы и кристаллические массивы щитов, разделенные складчатыми системами. Гранитнометаморфическая кора стала фундаментом формирующихся в процессе компенсированного проседания платформ.

10

Рис. 4. Крупнейшие этапы глобального вулканизма на Земле

Примечание: цифрами показаны объемы (109 км3), переброшенных на земную поверхность магматических пород [26].

Этап инициального магматизма

В пользу выделения этого этапа, начавшегося на Земле сразу после завершения формирования планетного тела и продолжавшегося почти 500 млн лет (4,5 — 4- 109 лет), кроме установленного возраста древнейшей коры свидетельствуют также проявления мощного вулканизма на других планетах земной группы. Лунные базальты не несут следов водной или иной переработки, в отличие от ранних земных базальтов со следами дезинтеграции, окисления, биологической переработки и переотложения [23]. Поэтому лунные базальты, габбро-анортозиты и дациты дают представление о составе первичных лав начального вулканизма на Земле. Вследствие малой массы Луна, Марс и Меркурий не могли удержать газовую атмосферу — вода с поверхности быстро испарялась и улетучивалась (диссипировала). Сходство ранней вулканической истории всех планет земной группы указывает на одинаковую ее природу.

Обильная концентрация короткоживущих изотопов (235и, 10Ве, 26А1, 36С1, 227ЫЪ и др.) с периодом полураспада 106 - 108 лет [1; 2] способствовала быстрому разогреву протовещества на малых глубинах (50—100 км) с образованием обширных и многочисленных очагов вулканизма уже в начале архея.

Выносимая с вулканизмом вода поступала на поверхность и в атмосферу, став питательной средой для быстро формирующейся прокариотной биосферы и железистых осадков [23], которые накапливались в водной среде. Но этой воды было мало (!) — еще отсутствовали кислородно-силикатный каркас гранитно-метаморфической коры и толща серпентинизированных гипербазитов верхней мантии под ним. Первый был окончательно сформирован лишь к концу протерозоя, когда мощность его достигла почти 10 — 12 км. Второй — к концу третьего этапа, когда завершилось формирование астеносферы под секторами будущих океанов и серпентинизированной части коры мощностью 20 — 25 км. Безводные кислые (гранитного типа) породы Луны — яркое тому доказательство. Здесь после фазы вулканизма не последовала воднобиогенная фаза дезинтеграции, а также биогенная переработка и накопление железистых пород.

На Земле вулканизм (правда, несравненно меньшей интенсивности) продолжался в течение второго и третьего этапов (см. рис. 4). В это время накапливались дезинтегрированные породы, шел их метаморфизм и наращивалась мощная гранитно-метаморфическая кора. Отсутствие такой коры, а также серпентинизированного метаморфического слоя на первом этапе инициального вулканизма, как уже говорилось, стало основной причиной того, что этот этап не сопровождался обильным выносом эндогенной воды, в связи с чем Мировой океан не возник на Земле еще в раннем архее. Только после завершения (к началу фанерозоя) формирования серпентинизированного метаморфического слоя и кислородно-силикатной оболочки значительной мощности, а также накопления летучих компонентов и тепла под секторами будущих океанов, диффундируемых из другого источника — внешнего ядра [15; 16], возникли благоприятные условия для инициации процессов океанизации, которая началась на рубеже мезозоя и кайнозоя с повторения мощного вулканизма, но уже только на 23 поверхности Земли. Однако он проходил уже в иной термодинамической и геохимической обстановке.

Второй этап доокеанической истории

На втором этапе доокеанической истории (4—0,6 млрд лет назад) главный структурный план гранитно-метаморфической коры уже определился (блоки будущих платформ и массивы докембрийских щитов), а ее мощность достигла 10 — 12 км, что объясняет значительно более крупномасштабный план ее кратонизации и системы разломов в сравнении с первой фазой вулканизма. Геосинклинальные складчатые структуры, прогибы и поднятия формировались теперь не повсеместно, как на раннем архейском этапе и в первой половине протерозоя (когда кора была еще тонкой — не более 8 — 10 км), а лишь по границам формирующихся платформ.

Нередко эти поднятия представляли собой структуры выжимания, возникавшие вследствие выдавливания пластичного материала астено-

12

сферы (мантийных диапиров) из-под краев проседавших платформ. Слабый (~0,5 • 109 км3) вулканизм на протяжении всего второго этапа доокеанической истории мог нарастить сверху кору только на 1 — 2 км. Однако расчеты скорости накопления продуктов дезинтеграции пород за большую часть геологической истории, которую охватывает второй этап (3,4 • 109 лет) [11], показывают, что их мощность в отдельных местах могла достигать 20 км и более. Отсюда следует, что наращивание кислородно-силикатной коры на втором этапе ее эволюции происходило не только за счет слабого вулканизма, но и благодаря денудации, накопления и последующего метаморфизма осадочных отложений, выполнявших многочисленные конракционные прогибы. Одновременно шло наращивание коры снизу — за счет серпентинизации выплавленных ранее базальтов и пород верхней мантии при участии выносимых из зоны внешнего ядра избытков тепла и летучих, а также повсеместного формирования астеносферы.

Третий фанерозойский этап доокеанической истории

Это этап формирования прообраза платформ и щитов на всей поверхности Земли.

Значительное возрастание общей мощности коры к концу протерозоя затруднило дальнейшее образование узких контракционных прогибов и сопряженных с ними линейных поднятий. Ведущим тектоническим процессом в фанерозое становятся крупноблочные опускания платформенных областей земной коры и поднятия по их периферии, создавшие известные складчатые сооружения Альпийской Европы, Азии и Америки.

Особенностью третьего этапа, охватившего палеозойскую и значительную часть мезозойской эр, стали дальнейшая кратонизация мощной континентальной коры и повсеместное развитие эпейрогенеза, отражавшего продолжающуюся контракцию Земли. Возникли области медленных компенсированных опусканий, ставшие в итоге платформами, и области устойчивых относительных поднятий, где темпы опусканий были существенно более медленными. Эти области обособились в виде кристаллических щитов, оставшихся в фанерозое приподнятыми относительно платформ структурами. Щиты благодаря активной денудации стали главным источником материала осадочного чехла платформ. Кроме узких прогибов (авлакогенов) платформенные осадки фанерозоя в пределах континентальных блоков повсеместно представлены мелководными фациями. Это свидетельствует о медленном, компенсированном опускании межщитовых пространств земной коры.

Фанерозой — колыбель учения о геосинклинальном процессе

Обособление платформ, массивов кристаллических (докембрий-ских) щитов и складчатых систем между ними, произошедшее к концу третьего этапа доокеанической истории Земли, обычно связывают с геосинклинальным процессом. Однако из приведенного описания пер-

вых двух более ранних этапов эволюции земной коры видно, что гео-синклинальный процесс начался значительно раньше (4,5 — 4 млрд лет назад) с глобального вулканизма, сопровождавшегося в ходе контракции формированием многочисленных прогибов, в которых накапливались, а впоследствии метаморфизовывались железистые осадки и образовывались гнейсы и другие продукты денудации и метаболизма биосферы [23].

Главное отличие раннего геосинклинального процесса от его более поздних (фанерозойских) проявлений состоит в том, что в первом случае он, судя по повсеместному распространению базальтово-гранитнометаморфической коры, в течение первых 500 млн лет, охватил практически всю перисферу Земли. Но уже начиная с третьего этапа гео-синклинальный процесс локализовался по границам платформ. В ходе быстрого некомпенсированного прогибания континентальных платформ и отдельных участков щитов в период океанизации часть разогретого пластичного материала астеносферы в позднем мелу, кайнозое и даже в четвертичное время выдавливалась из-под проседающих краев платформ под пограничные области, формируя здесь молодые геосинклинали.

Так возникли приподнятые блоки Памиро-Гималайской зоны, Альпийской области Европы, Кавказский блок, Крымская моноклиналь, приподнятая со стороны опустившейся в миоцен-четвертичное время впадины Черного моря, островные дуги Мирового океана и Кордильеры Северной и Южной Америк.

Таким образом, учение о геосинклинально-платформенном развитии земной коры, по существу, относится лишь к третьему этапу доокеа-нической истории — палеозой-мезозойскому. Однако начало этого процесса, как мы видим, восходит к более раннему периоду — к архею, когда была сформирована базальтово-гранитно-метаморфическая кора, покрывшая равномерным слоем, мощностью 8 — 10 км, всю поверхность Земли. Вследствие гигантских объемов вулканизма и теплопотерь с последующей редукцией магматических очагов неизбежно наступил период уменьшения объема земного шара. Его контракция привела к усложнению рельефа поверхности из-за разноамплитудных опусканий первичной тонкой коры. Расчеты показывают, что только в течение последних 600 млн лет третьего этапа радиус Земли сократился на 630 км [7].

Иными словами, на первых двух этапах доокеанической истории ни платформ, ни массивов кристаллических щитов еще не было. Повсеместная кратонизация сформированной мощной коры на втором этапе — это следствие продолжающейся контракции. Но поскольку мелкофокусные очаги раннего глобального вулканизма перестали существовать, эта кратонизация и характерная для нее разломная тектоника не сопровождались значительным вулканизмом.

Следует отметить, что количество радиоактивных элементов в Земле сразу после ее образования было в 5,5 раз выше, чем в настоящее время, на это указывал еще В.И. Вернадский в докладе на Международном геологическом конгрессе в Москве в 1937 г.

13

О механизме дегидратации земной коры

Существование двух зон повышенных температур в Земле — внутренней (внешнего ядра) и на раннем этапе внешней (рис. 5) — в первую очередь свидетельствует об их радиогенной природе, так как только гравитационным сжатием их формирование и длительное существование объяснить нельзя. Но если ранний вулканизм разгрузил верхнюю зону от избытков магматического материала, летучих и тепла, то зона накопления долгоживущих радиоактивных элементов и расплава протовещества во внешнем ядре осталась захороненной между металлическим ядром (обедненным радиоактивными элементами) и более холодной мантией.

Рис. 5. Внутреннее строение Земли под Атлантическим сегментом [19]

Вместе с тем в течение второго и третьего этапов доокеанической истории происходила медленная диффузия летучих и тепла из зоны внешнего ядра под подошву перисферы будущих океанических сегментов, которая постепенно привела к образованию там многочисленных очагов вулканизма, положившего начало океанизации Земли на рубеже мезозойской и кайнозойской эр.

Принципиально отличным от всех существующих объяснений этого процесса мною вот уже более четверти века назад был обоснован механизм «пассивного проседания сегментов перисферы в разуплотненное помередегазации и вулканизма пространство астеносферы» [7; 15; 19]. К

^цескии сегмент --------- -

V-

началу океанизации кора по составу представляла собой серпен-тинизированный мафический слой и кислородно-силикатную оболочку, которые при погружении на глубину 5 — 7 км неизбежно попадали в область более высоких давлений (Р > 4 • 108 Па) и температур (Ь > 500 °С). Вертикальный градиент температур в районах образования астеносферы экспоненциально возрастал с глубиной — до 30—50 °С на каждый километр. Взаимодействуя с постоянно диффундируемым из зоны внешнего ядра водородом, являвшимся благодаря своей большой теплоемкости одновременно транспортером глубинного тепла под подошву перисферы, силикаты коры продуцировали воду:

БЮ2 + 2Н2 ^ Б1 + 2 Н2О.

Вода продуцировалась также при взаимодействии глубинного водорода с углекислым газом, выносимым из астеносферы:

СЮ + Н2 ^ Н2Ю + С, а также при десерпентинизации мафического слоя коры под секторами будущих океанов.

Таким образом, источником огромного объема воды, образующейся в процессе океанизации, является не столько сам вулканизм, сколько дегидратация низов опустившейся серпентинизированной мафической и кислородно-силикатной оболочки. Так, например, при дегидратации 1 км3 гранулитов, содержащих 1 % Н20, образуется до 2,7 • 1013 г воды [3]. Поскольку количество выработанной за период океанизации воды, как нами установлено ранее [11; 15], равно 2,4 • 1024 г, то нетрудно оценить объем вовлеченной в дегидратацию коры. Он составит

2,4 • 1024 / 2,7 • 1013 г = 8 • 1010 км3.

Однако на самом деле объем дегидратированной снизу гранитно-метаформической коры был существенно меньшим — при средней амплитуде опусканий ~ 5 км он составил:

300 • 106 км2 • 5 км = 1,5 • 109 км3.

Следовательно, дегидратации подверглись одновременно и нижележащие породы серпентинизированных мафитов. Это также свидетельствует, что содержание воды в опустившихся низах кислородносиликатной оболочки было значительно выше 1 %.

Объем вулканизма при этом составил 109 км3 или при плотности пла-тобазальтов 2,6 г/ см3—2,6 • 1024 г. При содержании Н20 в продуктах вулканизма 10 % масса вынесенной вулканизмом воды составит 2,6 • 1023 г, или 10 % от общей массы эндогенных поступлений воды за последние 60—70 млн лет (2,4 • 1024 г). Следовательно, большая часть воды поступала не за счет вулканизма, а за счет дегидратации низов опустившейся коры, т. е. с газовыми эксгаляциями по глубинным разломам, сольфа-тарами, фумаролами, кондуктивным путем и т. д.

Источники и области концентрации радиогенных элементов на Земле

Изучение доокеанической истории Земли без учета изменяющегося состояния Солнца невозможно, так как нельзя определить источники энергии раннего вулканизма Земли и планет, а также второй — кайно-

зойской — вспышки вулканизма, приведшей к океанизации. Согласно современной теории [26] время, необходимое для выхода звезды с массой, близкой к солнечной, на Главную последовательность диаграммы Герцшпрунга — Рассела, составляет всего 20 • 106 лет. В стадии молодой звезды переменного блеска типа Т-Тельца ее размер (И) далеко выходил за пределы Солнечной системы — И = 103 И0*. Протосолнце представляло собой красный гигант, в котором еще не было условий для начала термоядерных реакций.

Дальнейшее более медленное сжатие сопровождалось ускорением вращения протозвезды, неизбежным запуском термохимических реакций [3], формированием слоя жидкого ядра и возникновением мощного (сотни тысяч эрстед) магнитного поля [26], в рукавах которого и происходила концентрация ядер конденсации масс будущих планет и их спутников. Суть нашей гипотезы, призванной прояснить обстановку на раннем этапе формирования Солнечной системы, заключается в том, что обогащение планет тяжелыми долгоживущими радиоактивными элементами произошло в результате гигантского взрыва Сверхновой звезды в момент сразу после завершения формирования металлического ядра Земли в ходе лавинной аккреции пылегазового материала на его поверхность. Основная масса тяжелых элементов 238и, 232ТЬ, 40К прошла почти без потерь внешнюю (уже значительно разреженную) часть пылегазового облака и аккумулировала в плотные сгущения его вблизи и вокруг металлических ядер планет. Последовавшая лавинообразная аккреция насыщенного радиоактивными элементами вещества, погребенного затем обедненным радиоактивным пылегазовым материалом, и объясняет их повышенную концентрацию и образование впоследствии области жидкого внешнего ядра. Только гравитационной природой термохимических реакций во внешнем ядре нельзя объяснить длительную почти 4-миллиардную историю его существования.

Судя по значительной намагниченности пород рифей-протерозой-ского гранитно-метаморфического фундамента платформ и пород возраста более 2,6 • 109 лет, обширное расплавленное внешнее ядро Земли начало создаваться уже в конце архея, что предопределило запуск механизма гидромагнитного динамо. Вследствие большей скорости начального вращения Земли напряженность ее магнитного поля могла быть сравнима с современной, даже при меньших, чем сейчас, размерах внешнего ядра. Например, возрастание магнитного момента Земли за последние 500 млн лет с 1- 1025 до 8 • 1025 СГС свидетельствует о продолжающемся росте мощности жидкого ядра.

Таким образом, тяжелые долгоживущие 238и, 232ТЬ, 40К и другие радиоактивные элементы не могли инициировать ранний вулканизм (их энергия формировала внешнее ядро в первые 1—2 • 109 лет и в последующем), избытки тепла и летучих диффундировали отсюда к пери-

* И0 — современный радиус Солнца.

ферии планеты и скапливались под подошвой мафической и кислой оболочки, формируя астеносферу под секторами будущих океанов.

Ранний вулканизм инициировали короткоживущие 236и, 244Ри, 247Ст, 129|, 26А1 и другие элементы, которые обрушились на поверхность планет с остатками пылегазового облака на завершающейся стадии аккреции планет. Лавина этих элементов накрыла околосолнечное пространство в результате взрыва в окрестности нашей туманности массивной молодой звезды, развивавшейся в отличие от Сверхновой по катастрофическому — углеродно-азотному — циклу. Если бы это произошло раньше, то короткоживущие элементы, оказавшиеся во всей массе мантии Земли и планет, привели бы к их полному расплаву. К счастью, этого не произошло. Легкие радиоактивные элементы сконцентрировались лишь в поверхностном (около 100 км и менее) слое протопланетного вещества.

Состояние и эволюция Солнца

Если следовать теории [26], Солнце (как отмечалось выше) уже через 20 млн лет с момента своего формирования достигло бы состояния желтого спектрального класса (С) с температурой на фотосфере ~ 6 тыс. К. В этом случае Земля и планеты сразу после своей консолидации получали бы солнечного тепла столько, сколько они получают сегодня. Благодаря стационарности термоядерного синтеза звезд Главной последовательности колебания интенсивности солнечного излучения в течение последующих 4,5 • 109 лет не превышали бы 1 — 2 %.

Однако характер эволюции земной биосферы, продуктов ее метаболизма, запечатленных в накоплении джеспилитов и графитов в архее и протерозое [23; 25], а также следы ранних оледенений (которые могли бы быть более многочисленными при наличии больших масс свободной воды) свидетельствуют, что длительное время, практически до фанеро-зоя, на поверхности Земли преобладали низкие температуры и примитивные — бактериальные — формы жизни (прокариоты, эвкариоты). Это значит, что Солнце на протяжении по меньшей мере 3,9 • 109 лет не выходило на стадию желтого спектрального класса и было холодным.

В ранней геологической истории есть вехи, которые могут рассматриваться как показатели изменчивости солнечной активности, — это эпохи массового накопления окисленных железистых пород (джеспилитов) и углерода (графитов): 4,3—4,0 • 109 и 2,3 — 1,7 • 109 лет назад [24]. Еще одна яркая эпоха имела место в девоне — карбоне ~ 320 — 400 • 106 лет назад, и связана она с массовым выходом на сушу флоры и фауны. Последнее произошло в связи с появлением озонового экрана, как следствие фотолизом молекул воды (из-за более активного Солнца) и существенным сокращением СО2 в атмосфере, который связывался карбонатной системой многочисленных мелководных морей и участвовал в фотосинтезе растений и автотрофных цианобактерий.

Интенсивное развитие бактериальной анаэробной биосферы прокариот в эпоху глобального вулканизма происходило под покровом мощной вулканической атмосферы в подогреваемых лавами многочис-

18

ленных водоемах, когда Солнце пребывало еще в стадии Т-Тельца и было холодным (3500 К на поверхности). Окисление же магматических пород происходило благодаря кислороду, вырабатываемому самими прокариотами, поглощавшими СО2, в изобилии содержавшийся в первичной вулканической атмосфере.

Вторая вспышка прокариотной биосферы (2,3 • 109 лет) произошла в условиях весьма слабого вулканизма, поэтому источником энергии в это время могло быгть только солнечное тепло. Это стало возможным, когда Светило перешло в стадию оранжевого спектрального класса с температурой на фотосфере 5 тыс. К. Его энергии теперь хватало для «запуска» процессов фотолиза и фотосинтеза водных растений которые дали дополнительный кислород, необходимый для окисления железистых осадков и формирования органического углерода.

Переход Солнца в стадию желтого спектрального класса с температурой 6 тыс. К стал причиной массового выхода флоры и фауны на сушу в девоне — карбоне.

Нам остается выяснить — имелись ли какие-либо предпосылки для длительного пребывания протосолнца в холодном состоянии, как на это указывают геологические данные и что вообще не обсуждается в теории?

Согласно теории эволюции звезд при продолжении сжатия протосолнца и ухода от стадии красного гиганта (Т-Тельца) скорость его вращения вследствие уменьшения радиуса и в соответствии с законом сохранения момента количества движение ( = шаК) будет возрастать до десятков тысяч километров в секунду. Одновременно будет увеличиваться (до сотен тысяч эрстед) напряженность магнитного поля. Однако существует некоторым: предел между угловой скоростью вращения протозвезды и ее массой, при переходе которого центробежные силы вращения (Р) превзойдут силы внутреннего сжатия (Б), из-за чего протозвезда рассыплется:

а2 < 2 лСр.

Это неравенство Пуанкаре, где р — средняя плотность протозвезды. При достижении предельного значения неравенства происходит сброс части вещества протозвезды и отвод его вдоль магнитных силовых линий за пределы центральной массы на периферию пылегазового облака, где уже существуют металлические ядра зародышей планет, возникших на стадии гравитационной неустойчивости туманности.

Последовательный и неоднократный сброс части вещества сжимающейся протозвезды вместе с магнитным полем постепенно тормозил скорость ее вращения. Однако почти до середины протерозоя это вращение, по-видимому, еще оставалось настолько быстрым, что гравитационные силы сжатия Б не могли заработать в полную меру, чтобы запустить реакцию термоядерного синтеза в формирующейся звезде. Условия для ее запуска возникли лишь 2,3 • 109 лет назад, когда сила Б стала намного больше Р: в результате чего, Солнце перешло в стадию оранжевого спектрального класса.

Следовательно, до середины протерозоя Солнце оставалось холодным.

Таким образом, доокеаническая история Земли тесно связана со всеми процессами и явлениями не только и не столько на ней самой, сколько с процессами и явлениями на Солнце, в протопланетном облаке и окрестностях космического пространства, населенного различными классами звезд, находящихся к тому же на разной стадии эволюции.

Заключение

Теоретически установленное и разнообразным фактическим материалом подтверждаемое явление спонтанной дегидратации внутрипла-нетного вещества и сопутствующей ему океанизации земной поверхности внесло коренные изменения в существующие представления о природе и характере эволюции гидросферы, возрасте Мирового океана, вскрыло неизвестную особенность развития Земли на рубеже двух последних геологических эр — мезозойской и кайнозойской. Отныне этот рубеж характеризует начало океанизации Земли. Это планетарный процесс, установленный нами в его современном понимании более четверти века назад [8 — 15]. Он начался в поздней юре с мощного вулканизма, который достиг наивысшей интенсивности в конце мела — палеогене и сопровождался проседанием обширных сегментов перисферы и массовой дегидратацией ее низов. Результатом этого процесса стало образование Мирового океана современных размеров и глубины. Приведенные же нами данные о доокеанической истории Земли [20] свидетельствуют об отсутствии каких-либо планетарных ресурсов и процессов, которые могли бы инициировать производство огромных масс гидросферы, а с нею и образование обширного глубоководного океана в докембрии и большей части фанерозоя, подобного кайнозойскому.

Но если Мировой океан — молодое геологическое и планетарное образование, а земная кора, будучи продуктом эволюции протовещества на доокеанической стадии развития планеты, имеет примерно одинаковое строение и мощность на всей поверхности Земли, и под континентами, и под океанами, то возникает закономерный вопрос — вследствие каких неведомых обстоятельств внешняя каменная оболочка Земли, формировавшаяся в течение более чем 4 млрд лет, вдруг в последние 160 млн лет стала дробиться на отдельные глыбы (так называемые литосферные плиты), которые стали автономно блуждать по поверхности Земли и вращаться в разных направлениях, как будто между ними нет такой же жесткой каменной оболочки? Постулируемое же плейт-тектоникой существование докембрийского океана и даже срединноокеанических хребтов в протерозое не имеет под собой никакого геологического обоснования.

Фронт океанизации сегодня сместился в узкие зоны срединно-океанических рифтовых хребтов и островных дуг и на континентальную периферию Тихого океана, он охватил также области Средиземноморья, бассейнов Черного и Каспийского морей. Из-за интенсивного поступления эндогенной воды уровень океана продолжает подниматься со скоростью до 1 мм в год. Идет вековое наступление океана на низменную сушу, которое совместно с дегляциацией полярных ледников

20

Гренландии и Антарктиды и тектоническим опусканием многих континентальных окраин (2 мм в год) в сумме составляет в среднем 3,5 м в 1000 лет. За этой средней величиной могут быгть на некоторых участках морского побережья как более высокие значения подъема уровня, так и отсутствие его, вследствие воздымания или опускания отдельных участков прибрежной суши.

В любом случае ученое сообщество (и, конечно же, население) должно знать о явлении океанизации, понимать, что это действующий планетарный процесс, начавшийся много миллионов лет назад, игнорировать, отрицать или замалчивать которыш сегодня уже нельзя.

Вековое изменение соотношения площади суши и моря является главной причиной наблюдаемого изменения климата Земли — в целом в сторону большего увлажнения и потепления. Повышение же СО2 в атмосфере началось задолго до промышленной экспансии (начало ХХ века) и обусловлено в первую очередь природными процессами.

Научная общественность должна наконец выгйти из плена академических утопий неомобилизма и плейттектоники и повернуться лицом к реально существующему природному явлению — океанизации Земли, начать его изучение и осознанно принимать необходимые решения для защиты прибрежных центров цивилизации от наступающего океана.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ № 05 — 05 — 64833 и 06 — 05 — 79097.

Список литературы

1. Вернадский В.И. Избр. соч., М.: Изд-во АН СССР, 1954. Т. 1.

2. Войткевич Г.В., Закруткин В.В. Основы геохимии. М.: Высш. шк. 1976.

3. Кесарев В. В. Эволюция вещества вселенной. М.: Атомиздат, 1976.

4. Докембрий Канады, Гренландии, Британских островов и Шпицбергена. М.: Мир, 1968.

5. Менард Г.У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966.

6. Океанология. Геология океана / Под ред. А.С. Монина, А.П. Лисицына М.: Наука, 1980.

7. Орленок В.В. Физические основы эволюции перисферы Земли. Л.: Изд-во ЛГУ, 1980.

8. Он же. К проблеме эволюции лика Земли // Изв. вузов. Сер. Геология и разведка. 1981. № 1. С. 3 — 10.

9. Он же. Эволюция океанических бассейнов в кайнозойской эре. —Тихоокеанская геология, 1982, № 2, С. 98—102.

10. Он же. Изменение уровня Мирового океана в кайнозое по данным глубоководного бурения // Изменение уровня моря: Сб. науч. тр. М.: Изд-во МГУ, 1982. С. 86—95.

11. Он же. Баланс дериватов протовещества на поверхности Земли // Изв. вузов. Сер. Геология и разведка. 1983. № 6. С. 3 — 10.

12. Он же. Кайнозойская история океанизации Земли. // Проблемы океанизации Земли / Калинингр. ун-т Калининград, 1983. С. 5 — 27.

13. Он же. О сейсмических и плотностных разрезах континентальных и океанических платформ // Структурная неоднородность океанов: Сб. науч. тр. Владивосток, 1983, С. 20—24.

14. Он же. Палеогеография Мирового океана позднего фанерозоя // Тихоокеанская геология. 1983. № 4. С. 83—100.

15. Он же. Физика и динамика внешних геосфер. М.: Недра, 1985.

16. Он же. К расчету баланса эндогенных поступлений и фотолитических потерь земной гидросферы // ДАН СССР. 1987. Т. 296. № 5. С. 1191—1196.

17. Он же. Физика Земли, планет и звезд / Калинингр. ун-т., Калининград, 1991.

18. Он же. История океанизации Земли. Калининград: Янтарный сказ, 1998.

19. Он же. Основы геофизики / Калинингр. ун-т. Калининград, 2000.

20. Он же. История океанизации и доокеанического прошлого Земли // Океанизация Земли — альтернатива неомобилизма: Сб. науч. тр. / Отв. ред. В.В. Орленок. Калининград: Изд-во КГУ, 2004. С. 54 — 87.

21. Iden. The evolution of ocean basins during Cenozoie Time // Petrol. Geol. 1986. № 2. Vol. 9.

22. Проблемы геологии раннего докембрия. Л.: Наука, 1977.

23. Резанов И.А. Жизнь и космические катастрофы. М.: АГАР, 2003.

24. Он же. Эволюция представлений о земной коре. М.: Наука, 2002.

25. Салоп Л. И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра, 1982.

26. Шкловский И.С. Звезды: их рождение и смерть. М.: Наука, 1984.

21

Об авторе

В.В. Орленок — д-р геол.-минерал. наук, проф., РГУ им. И. Канта.

УДК 551.8:574.89.

Л.Ф. Юспина

ОТРАЖЕНИЕ СОБЫТИЙ РАННЕГО ГОЛОЦЕНА В СПОРОВО-ПЫЛЬЦЕВЫХ СПЕКТРАХ ДОННЫХ ОСАДКОВ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ

На основе палинологических данных морских донных осадков Балтийского моря был сделан сравнительный анализ ландшафтно-климатических изменений в трех различных частях Балтийского моря на протяжении раннего голоцена. Было выявлено, что максимумы пыльцы Betula и спор Sphagnum в осадках верх-непребореального и верхнебореального возраста соответствуют периодам регрессий Балтийского моря.

There were made the comparative analysis of the climatic - landscape changes in the three different parts of the Baltic Sea throughout the Early Holocene based on the palynological data of bottom sediments in the three cores. It was find out that the maximums of Betula pollen and Sphagnum spores in the Upper Preboreal and Upper Boreal sediments corresponds to the periods of the Baltic Sea regressions.

Таяние Скандинавского ледникового шита и освобождение территории Северной Европы ото льда, вызванные глобальным потеплением климата в позднем плейстоцене и голоцене, стали началом процесса развития всей природной среды в регионе Балтийского моря и на прилегаю-

Вестник РГУ им. И. Канта. 2007. Вып. 1. Естественные науки. С. 21—31.