21.Рання історія розвитку Землі

Впродовж близько 100 млн. років, як це вже зазначалось раніше, Земля знаходилася в стані акреції речовини газопилової туманності. На стадії догеологічного періоду процеси, які проходили на планеті та всередині неї, сприяли диференціації речовини, утворенню праобразу первинної кори основного складу, виділенню рідкого зовнішнього ядра та, відповідно, появі магнітного поля. Проте, слід зазначити, що до теперішнього часу неоднозначно тлумачаться питання послідовності диференціації речовини і причин первинного розігріву Землі на догеологічній стадії її розвитку.

Впродовж тривалого часу однозначно вважалося, що Земля, а також інші планети внутрішньої групи, на ранніх стадіях їх формування складалися з суміші залізосилікатної речовини, з якої згодом відбулось виділення залізного ядра і силікатної оболонки – мантії. В останні десятиліття набула популярності версія, згідно з якою спочатку акумулювалося тугоплавка речовина ядра, основною складовою якого є залізо, а пізніше на нього нашаровувалась відносно легкоплавка силікатна речовина. Тобто процес диференціації первинної речовини відбувався за принципом концепції гетерогенної акреції, яка, на відміну від концепції гомогенної(однорідної) акреції, допускає послідовне нарощування речовини оболонок планети. Існує також і третя, так звана проміжна концепція згідно з якою спершу акумулювалося внутрішнє ядро, а утворення зовнішнього ядра відбулося вже в процесі диференціації мантії.

З питанням диференціації первинної земної речовини тісно пов’язане і питання причин первинного розігріву Землі, яка за “холодною” гіпотезою зародилась у холодному стані. Сьогодні можна назвати низку факторів, що спричинили розігрів планети. Це зіткнення планетезималей, яке супроводжувалося виділенням тепла; гравітаційна диференціація при виділенні ядра; розпад природно-радіоактивних елементів; тертя, спричинене твердими припливами обумовленими близьким розташуванням Місяця до Землі в порівнянні з сьогоднішнім. Яка з цих гіпотез найближча до істини необхідно ще з’ясовувати. Загадкою залишається також і ступінь розігріву протопланети на ранніх стадіях її існування. На думку В.С.Сафронова, температура в мантії прото-Землі могла досягати 1500^о, а за розрахунками інших вчених температура у зовнішніх шарах планети була близькою до температури плавлення. Відповідно, це дозволяє припускати, що на поверхні планети могли в цей час виникати “океани магми” з якої відбувалася кристалізація первинної протокори базальтоїдного складу. Найвірогідніше, що разом з виділенням ядра і мантії відбулося формування тонкої та дуже пластичної літосфери, під якою знаходилася розплавлена речовина астеносфери, що сприяло інтенсивним проявам магматизму, особливо в тих місцях де протокора була пошкоджена падінням крупних метеоритів.

22.Еволюція атмосфери та гідросфери.

Первісна атмосфера Землі, на думку  більшості  сучасних дослідників, сформувалася із продуктів дегазації мантії ще на протязі так званої місячної стадії розвитку планети і, згідно із цими уявленнями, складалася із водяної пари, двоокису вуглецю, азоту, метану, аміаку, синильної кислоти, сірководню, кислих димів, інертних газів. Вважається також, що вона була безкисневою. Вулканічні гази окутували Землю гарячою оболонкою, яка мала відновні властивості, значно менші від сучасних щільність та потужність. Останні в подальшому поступово зростали.    Зародження гідросфери відносять десь до рубежа близько 4 млрд. років, коли процеси остигання земної кори та атмосфери просунулись настільки, що конденсована водяна пара почала заповнювати понижені ділянки рельєфу, утворюючи первісні водойми. Доказом існування гідросфери уже в катархеї є виявлені у Гренландії та Південній Африці осадові породи, вік яких оцінюється у 3,8 млрд. років. Склад первісного океану визначався з одного боку розчиненими у його воді атмосферними газами, з іншого - сполуками, що входили до складу гірських порід первісних континентів і зносились поверхневими водами у водойми. Тому в океанічних водах того часу помітну роль відігравали розчинені соляна, плавикова, борна кислоти, сірководень, вуглекислий газ, метан та інші вуглеводні. Відомий вислів академіка О.П.Виноградова: "Всі аніон морської води виникли внаслідок дегазації мантії, а катіони - при вивітрюванні гірських порід". Первісні океани, очевидно, були мілкими. Щодо маси води у них, то у дослідників існують різні точки зору - одні стверджують, що кількість води, яка виділилась при зонній плавці, дорівнювала сучасному об'єму гідросфери, інші вважають , що гідросфера раннього архею містила лише біля 10% об'єму сучасних морів і океанів. До середини архею вода морів поступово дістає  характер  хлоридного  розчину  з невеликою кількістю сульфатів і за відсутності карбонатів. До кінця архею відбувається перетворення води хлоридного типу у хлоридно-карбонатну, що пов'язується із інтенсивним зносом із суші карбонатів, які нейтралізували кислоти і сприяли формуванню перших карбонатних порід. У цей же час в морях починають формуватися своєрідні кременисто-залізисті мули,  перетворені процесами метаморфізму пізніше у джеспіліти.    До кінця архею проходять значні зміни і в атмосфері - конденсується основна маса пари води, яка іде на поповнення океанів, різко падає вміст кислих димів, аміаку, метану, вуглекислого газу, зростає вміст азоту, появляється у незначній кількості вільний кисень, утворений, очевидно, у верхніх шарах атмосфери процесами фотолізу (розщеплення молекул води під дією ультрафіолетових променів Сонця).

23.Еволюція кліматів Землі.

Достовірних даних про клімат архейської ери немає. Є відомості лише про знахідки подібних до тилітів утворів в архейських товщах Канадського щита, Австралії, Південної Африки. У протерозої фіксуються сліди чотирьох достовірних зледенінь: з віком 2,5-2,4 млрд. років і з віком біля 2 млрд. років тому, рифейське  (900-700 млн. років тому) та вендське (680-660 млн. років тому). Дуже потужним було останнє зледеніння, яке поширювалось на багатьох континентах – Південній Америці, Африці, Австралії, Північній Європі. Незважаючи на значні наземні зледеніння, клімат пізнього протерозою в цілому був досить теплим та вологим на більшій частині планети. Формуванню слабозонального парникового клімату сприяли слабодиференційований рельєф та висока концентрація вуглекислого газу в атмосфері. Окремі визначення палеотемператур дають середні значення біля 35-45 0С. Кліматична зональність поки що не встановлена. Після сильних похолодань у венді на початку кембрію почалося значне потепління. Тропічні умови встановилися практично на усіх континентах. При цьому поряд із рівномірно-зволоженими територіями за відкладами солей, сульфатів та карбонатів виділяються і арідні області. Останні скорочуються до кінця кембрію. Кліматична зональність у кембрії слабовиражена, що, можливо, пояснюється розташуванням континентів у низьких широтах. Рівномірнотеплий клімат кембрію в ордовику дістає чітку зональність і для пізнього ордовика виділяють уже пояси екваторіального, тропічного, субтропічного, помірного та нівального клімату. Сильне похолодання у пізньому ордовику привело до наземного зледеніння на ділянках материків, розташованих біля південного полюса (північний захід Африки та Південної Америки). Середньорічні температури в тропіках знизились на 3-50С, в субтропіках – на 10-15 0С. На початку силурійського періоду на континентах зберігаються прохолодні умови, в другій половині силуру починається потепління та арідизація кліматичних обстановок, що пов’язується із процесами каледонського тектоно-магматичного циклу.