31.Возникновение Земли и ранние этапы ее становления. Принципы периодизации геологической истории Земли. Геологические эры и периоды. Концепция континентального дрейфа.

Внутреннее строение Земли

Отметим, что непосредственному наблюдению доступны только самые верхние (до глубин 15—20 км) горизонты земной коры, выходящие на поверхность или вскрытые рудниками, шахтами и буровыми скважинами. Суждения о составе и физическом состоянии более глубоких оболочек основываются на данных геофизических методов, т.е. имеют предположительный характер. Из этих методов особое значение имеют сейсмический метод, основанный на регистрации скорости распространения в теле Земли волн, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами. В очагах землетрясений возникают так называемые продольные сейсмические волны, которые рассматриваются как реакция среды на изменение объема, и поперечные волны реакция среды на изменение формы, - распространяющиеся только в твердых телах. На основе геофизических наблюдений установлено, что Земля неоднородна и дифференцирована вдоль радиуса.  В настоящее время известно несколько моделей строения Земли. Большинство исследователей принимает модель, согласно которой выделяются три главные оболочки Земли, разделенные четко выраженными поверхностями сейсмического раздела, где скорости сейсмических волн резко изменяются (рис. 8.1) [1, 10, 12, 35]:

1. земная кора - твердая верхняя оболочка Земли. Ее мощность изменяется от 5-10 км под океанами до 30-40 км в равнинных областях и достигает 50-75 км в горных районах (максимальные значения встречаются под Андами и Гималаями);

2. мантия Земли распространяется ниже земной коры до глубины 2900 км от поверхности и подразделяется на две части: верхнюю мантию - до глубины 900-1000 км и нижнюю мантию - от 900-1000 до 2900 км;

3)    ядро Земли, где выделяют внешнее ядро, - до глубины около 5120 км и внутреннее ядро — ниже 5120 км. Земная кора отделяется от мантии в большинстве случаев достаточно резкой сейсмической границей - поверхностью Mохоровичича (сокращенно ? ?хо, или М). Сейсмическим методом в верхней мантии выявлен слой относительно менее плотных, как бы «размягченных» горных пород - астеносфера.В этом слое наблюдаются понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных, и повышение электрической проводимости, что свидетельствует о менее вязком, более пластичном состоянии вещества - на 2-3 порядка ниже, чем в покрывающих и подстилающих слоях мантии. Предполагается, что эти свойства связаны с частичным плавлением вещества мантии (1-10%) в результате более быстрого повышения температуры, нежели давления с увеличением глубины. Вязкость астеносферы существенно изменяется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении, изменяется и ее мощность. Астеносфера располагается на различных глубинах: под континентами - от 80-120 до 200-250 км, под океанами - от 50-70 до 300-400 км. Она наиболее четко выражена и приподнята, местами до глубин 20-25 км и менее, под наиболее подвижными зонами земной коры и, напротив, слабо выражена и опущена под наиболее спокойными участками континентов (щитами платформ). Астеносфере принадлежит большая роль в глубинных геологических процессах. Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой.

В истории Земли принято различать промежутки времени, разделен- ные крупными геологическими событиями: горообразовательными процессами, поднятием и опусканием суши, изменением очертаний материков, уровня океанов. Движения и разломы земной коры со- провождались усиленной вулканической деятельностью, выбросом в атмосферу громадного количества газов и пепла. Понижение прозрач- ности атмосферы уменьшало количество солнечной радиации, попа- дающее на Землю, и было одной из причин развития оледенений. Не случайно горообразовательные процессы сопровождались оледене- ниями. Грандиозные ледниковые щиты, покрывавшие поверхность Земли, значительно изменяли климатические условия и тем самым оказывали глубокое влияние на растительный и животный мир. Од- ни группы организмов вымирали, другие сохранялись и в межледни- ковые эпохи достигали расцвета.

История жизни на Земле началась с момента появления первого живого существа — 3,7 миллиарда лет назад — и продолжается по сей день. Наша планета сформировалась около 4,6 млрд лет пазад. Ее историю принято делить на промежутки времени, границами которых являются крупные геологические события: горообразовательные процессы, поднятие и опускание суши, изменение очертаний материков и уровня океанов, оледенения, смена полярности и другие глобальные преобразования. Вулканические процессы, изменения в атмосфере, умение количества солнечной радиации вызывало массу изменений на планете. Оледенения изменяли климат, влияя на растительный и животный мир. Докембрий (Криптозой). Докембрий длился почти 4 млрд лет. В этот отрезок времени на Земле произошли значительные изменения: Кора остыла, появись океаны и, что самое важное, появилась примитивная жизнь. Однако следы этой жизни в палеонтологической летописи редки, поскольку первые организмы были мелкими и не имели твердых оболочек. На докембрий приходится большая часть геологической истории Земли — около 3,8 млрд лет. При этом его хронология разработана гораздо хуже, чем последовавшего за ним фанерозоя. Причина этого в том, что органические остатки в докембрийских отложениях встречаются крайне редко, что является одной из отличительных особенностей этих древнейших геологических образований. Поэтому палеонтологический метод изучения не применим для докембрийских толщ. Архейский эон (4600 — 2500 млн лет назад): Катархей, Эоархей, Палеоархей, Мезоархей, Неоархей. Протерозойский эон (2500—543 млн лет назад): Палеопротерозой, Мезопротерозой, Неопротерозой. Палеозойская эра. В начале палеозоя (греч. ??????? — древний, греч. ??? — жизнь) появились животные с твёрдым наружным скелетом. В образованиях этой эры встречается множество окаменевших останков таких животных. Кембрийский период (543—490 млн лет назад) Ордовикский период (490—443 млн лет назад) Силурийский период (443—417 млн лет назад) Девонский период (417—354 млн лет назад) Каменноугольный период (354—290 млн лет назад) Пермский период (290—248 млн лет назад) Мезозойская эра. Во время мезозоя на земле обитали самые причудливые организмы. Самые известные из них — динозавры. Они доминировали в течение 160 млн лет на всех континентах, в воздухе и даже в воде. Они были самых различных размеров: от совсем крошечного микрораптора, который достигал всего 70 см в длину и веса 0,5 кг[62], до гигантского амфицелиаса, достигавшего в длину 50 метров, а веса 150 тонн[63]. Но, кроме динозавров, в то время нашу планету населяли ещё множество не менее интересных существ. В то время на Земле было огромное разнообразие форм жизни, которые продолжали эволюционировать и совершенствоваться. Триасовый период (248—206 млн лет назад) Юрский период (206—144 млн лет назад) Меловой период (144-65 млн лет назад) Кайнозойская эра. Массовое вымирание видов 65 млн лет назад ознаменовало собой начало новой, продолжающейся и сегодня кайнозойской эры. В результате катастрофических событий тех далёких времён с лица нашей планеты исчезли все животные размером крупнее крокодила. А уцелевшие небольшие животные оказались с наступлением новой эры в совершенно ином мире. В кайнозое продолжался дрейф (расхождение) континентов. На каждом из них формировались уникальные сообщества растений и животных. Палеогеновый период: Палеоценовая эпоха (65-55 млн лет назад) Эоценовая эпоха (55-34 млн лет назад) Олигоценовая эпоха (34-24 млн лет назад) Неогеновый период: Миоценовая эпоха (24-5 млн лет назад) Плиоценовая эпоха (5-2,6 млн лет назад) Антропогеновый (Четвертичный) период: Плейстоценовая эпоха (2,6 млн.-11,7 тыс. лет назад)

Континентальный дрейф (continenetal drift), гипотеза, к-рая рассматривала массивы суши как сиаль, плавающую в более тяжелом океанич. материале (си-ма) и дрейфующую относительно него. Предполагалось, что до каменноугольного периода существовал один обширный континент Пангея, к-рый затем раскололся, и его обломки дрейфовали в разные стороны. В рез-те этого длительного процесса сформировалась совр. конфигурация континентов и океанов. Идея латерального перемещения континентов приписывается американцам Ф.Б. Тейлору и Г.Б. Бейкеру (1908), но гл.об. нем. ученому А.Вегенеру (1910). Однако впервые она была опубликована в 1858 г. Антонио Снайдер-Пеллегрини. Гипотеза Вегенера появилась в 1915 г., но получила слабую поддержку, т.к. не давала удовлетворительного объяснения механизму, вызывающему движение континентов. Когда в 1960-х гг. была разработана теория тектоники плит, гипотеза К.д. стала одним из общепринятых постулатов геологии.

Концепция континентального дрейфа стала завоевывать признание исследователей Земли лишь в начале семидесятых годов. До этого изучение твердой Земли велось в основном на континентах, где ярко проявляются вертикальные движения земной коры. Хотя в поддержку мобилистской концепции выдвигались убедительные аргументы, почти все геофизики выступали против нее. Их возражения основывались, по большей части, на представлениях о жесткой мантии Земли и отсутствии эффективного механизма движения континентов (в классической мобилистской гипотезе Вегенра в качестве движущей силы дрейфа материков рассматривалось осевое вращение Земли, а дефицит этой силы стал одной из причин отторжения данной гипотезы геофизиками). Концепцию дрейфа дополнительно подтвердили результаты палеомагнитных исследований. Под действием внешнего магнитного поля Земли породы в момент своего образования приобретают намагниченность, которая сохраняется в дальнейшем. Исследования ориентации намагниченности позволяют определить, как перемещались относительно магнитных полюсов Земли породы за время, прошедшее с момента их образования. Образцы пород из разных частей одного и того же континента, не претерпевших локальных деформаций, указывают примерно одно и то же направление на магнитные полюса Земли. Однако породы Северной Америки и Европы дают различные положения магнитных полюсов. Отсюда делался вывод, что это различие возникло в результате относительного дрейфа двух континентов. Сопоставление расположения границ между областями с повышенным и пониженным значениями напряженности магнитного поля по сравнению с ее средним значением и оценка времени, за которое направление геомагнитного поля изменилось на противоположное, позволило количественно определить скорость раздвигания океанического дна.