Историческая геология (практикум). Учебно-методическое пособие

Кислород. В истории атмосферного кислорода имеют значение несколько его пороговых величин. На Земле, лишенной фотосинтеза, кислород образуется в атмосфере за счет фотодиссоциации молекул воды. Его содержание, по расчетам Г. Юри, не может превышать 0,001 от современного (точка Юри) и автоматически держится на этом уровне. При таком содержании кислорода может существовать только анаэробная жизнь.

Анаэробы (анаэробные организмы) – организмы, способные жить и развиваться только при отсутствии свободного кислорода. Получают энергию за счёт окисления органических или (реже) неорганических веществ без участия свободного кислорода. К анаэробам принадлежат многие микроорганизмы. Некоторые (например, дрожжи) способны существовать как без кислорода, так и в его присутствии. Их называют факультативными анаэробами. Граница между анаэробами и аэробами условна: между ними много промежуточных форм организмов.

Появление молекулярного кислорода за счет фотосинтеза сделало возможным для живых клеток процесс дыхания, который представляет намного более эффективный путь высвобождения энергии, чем анаэробное брожение. С этих позиций важна величина 0,01 содержания кислорода от современного уровня – так называемая точка Пастера. Существует целый ряд микроорганизмов, способных переключать свой энергетический обмен с дыхания на брожение и обратно при колебаниях кислорода ниже или выше точки Пастера. Есть предположения, что в раннем и среднем протерозое подобное переключение долгое время служило регулятором содержания О2, так как при повышении его концентрации кислород начинал интенсивно расходоваться на дыхание. Вместе с тем жизнь получила возможность распространиться почти до поверхности водоемов, так как ультрафиолетовые лучи за счет слабого озонового экрана могли теперь проникать на глубины не более метра.

Третье пороговое содержание О2 (точка Беркнера–Маршалла) соответствует 10 % от современного. Оно определяет такую сформированность озонового экрана, при которой потоки жестких ультрафиолетовых солнечных лучей уже не достигают земной поверхности и не препятствуют развитию жизни.

По расчетам 1960-х годов, точка Пастера была пройдена менее 1 млрд лет назад, а точка Беркнера–Маршалла – к концу силура 420

41

млн лет назад), что обеспечило возможность выхода жизни на сушу. Современные исследования заставляют предполагать более раннее развитие событий. По некоторым данным, переход точки Пастера мог произойти уже 2,5 млрд лет назад, а 10-процентное содержание кислорода было достигнуто уже в период 1,8–2,0 млрд лет от современности.

Азот. Главный элемент атмосферы Земли. Основная его роль – регулировка темпов окисления путем разбавления кислорода. Таким образом азот влияет на скорость и напряженность биологических процессов.

Азот в атмосферу Земли поступает в процессе извержения вулканов в виде аммиака. Попадая в верхние слои атмосферы, аммиак (NH3) окисляется и высвобождает азот (N2). В атмосфере Земли под действием электрических разрядов (во время грозы) или в процессе фотохимических реакций (солнечная радиация) образуются соединения азота (N2O, N2O5, NO2, NH3 и др.). Эти соединения, растворяясь в дождевой воде, вместе с осадками выпадают на землю, попадая в почву и воду океанов.

Биологическое связывание атмосферного азота осуществляется:

–в почве – клубеньковыми бактериями в симбиозе с высшими растениями,

–в воде – микроорганизмами планктона и водорослями. Количество биологически связанного азота значительно больше

неорганически зафиксированного. Остатки живых организмов разлагаются в результате воздействия многочисленных микроорганизмов. В процессе этого азот, входящий в состав белков организмов, претерпевает ряд превращений:

–в процессе разложения белков образуются аммиак и его производные, попадающие затем в воздух и воду океанов;

–в дальнейшем аммиак и другие азотосодержащие органические соединения под воздействием бактерий и нитробактерий образуют различные окислы азота (N2O, NO, N2O3 и N2O5). Этот процесс назы-

вается нитрификацией;

–азотная кислота при взаимодействии с металлами дает соли. Эти соли подвергаются влиянию денитрифицирующих бактерий;

–в процессе денитрификации образуется элементарный азот, возвращающийся обратно в атмосферу (примером могут служить подземные газовые струи, состоящие из чистого N2).

42

Таким образом, главной формой присутствия азота на поверхности нашей планеты является молекулярный азот (N2) в составе атмосферы Земли.

Углекислый газ. Углекислый газ принимает участие в образовании всего живого вещества планеты и вместе с молекулами воды и метана создает так называемый «парниковый эффект». Роль углекислого газа (CO2, двуокись, или диоксид углерода) в жизнедеятельности биосферы состоит прежде всего в поддержании процесса фотосинтеза, который осуществляется растениями. Являясь парниковым газом, двуокись углерода в воздухе оказывает влияние на теплообмен планеты с окружающим пространством, эффективно блокируя переизлучаемое тепло, и таким образом участвует в формировании климата планеты.

Углерод (С) в атмосфере содержится в основном в виде углекислого газа (СО2) и в небольшом количестве в виде метана (СН4), угарного газа и других углеводородов. Источником первичной углекислоты являются вулканы, при извержении которых в атмосферу выделяется огромное количество газов. Часть этой углекислоты возникает при термическом разложении древних известняков в различных зонах метаморфизма. Также углерод поступает в атмосферу Земли в виде метана в результате анаэробного разложения органических остатков. Метан под воздействием кислорода быстро окисляется до углекислого газа. Основными поставщиками метана в атмосферу являются тропические леса и болота.

В свою очередь, углекислый газ атмосферы является источником углерода для других геосфер – литосферы, биосферы и гидросферы.

Миграция СО2 протекает двумя способами.

При первом способе СО2 поглощается из атмосферы Земли в процессе фотосинтеза и участвует в образовании органических веществ с последующем захоронением в земной коре в виде полезных ископаемых: торфа, нефти, горючих сланцев.

При втором способе углерод участвует в создании карбонатов в гидросфере. СО2 переходит в Н2СО3, НСО3-1, СО3-2. Затем с участием кальция (реже магния и железа) происходит осаждение карбонатов биогенным и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков и доломитов. По оценке А. Б. Ронова, соотношение органического углерода (Сорг) к углероду карбонатному (Скарб) в истории биосферы составляло 1 : 4.

43

Вопросы к теме 14

1. Состав первичной и современной атмосферы Земли.

2. Основные пороговые величины содержания кислорода в атмосфере Земли.

3.Азот. Биологическое связывание атмосферного азота. Нитрификация, денитрификация.

4.Углекислый газ. Источники углекислого газа, способы мигра-

ции.

Литература к теме 14

Бгатов В.И. История кислорода земной атмосферы. М.: Недра,

1985.

Будько М.И. Изменение окружающей среды и смены последовательных фаун. М., 1982.

Дроздовская А.А. Химическая эволюция океана и атмосферы в геологической истории Земли. М., 1990.

Костицын В.А. Эволюция атмосферы, биосферы и климата. М.:

Наука, 1984.

Неклюкова Н.П. Общее землеведение. М.: Просвещение, 1976. Соколов В.А. Газы Земли. М., 1966.

Frei R., Gaucher C., Canfield D.E., Poulton S.W. Fluctuations in Precambrian atmospheric oxygenation recorded by chromium isotopes // Nature. 2009. Vol. 461. P. 250–253.

Тема 15. КЛИМАТЫ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ И ИХ ЭВОЛЮЦИЯ

Климат – многолетний режим погоды, характерный для данной местности в силу её географического положения. Это статистический комплекс состояний, через который проходит система: гидросфера → литосфера → атмосфера за несколько десятилетий. Под климатом принято понимать усреднённое значение погоды за длительный промежуток времени (порядка нескольких десятилетий), то есть климат – это средняя погода.

Таким образом, погода – это мгновенное состояние некоторых характеристик (температура, влажность, атмосферное давление). Отклонение погоды от климатической нормы не может рассматри-

44

ваться как изменение климата, например, очень холодная зима не говорит о похолодании климата. Для выявления изменений климата нужен значимый тренд характеристик атмосферы за длительный период времени порядка десятка лет.

Климатические пояса и типы климата существенно меняются по широте, начиная от экваториальной зоны и заканчивая полярной, но климатические пояса являются не единственным фактором, также важное влияние оказывает близость моря, система циркуляции атмосферы и высота над уровнем моря.

В России используется классификация типов климата, созданная еще в 1956 году известным советским климатологом Б. П. Алисовым. Согласно этой классификации, выделяется по четыре основных климатических пояса на каждое полушарие Земли: экваториальный, тропический, умеренный и полярный (в северном полушарии – арктический, в южном полушарии – антарктический). Между основными зонами находятся переходные пояса – субэкваториальный пояс, субтропический, субполярный (субарктический и субантарктический). В этих климатических поясах в соответствии с преобладающей циркуляцией воздушных масс можно выделить четыре типа климата: материковый, океанический, климат западных и климат восточных берегов.

Климат формируется под действием ряда факторов, которые можно разбить на три группы.

1.Внешние, или астрономические, факторы – светимость Солнца, положение и движение планеты в Солнечной системе, наклон ее оси вращения к плоскости орбиты и скорость вращения, определяющие воздействия на планету со стороны других тел Солнечной системы,–

ееинсоляцию (облучение солнечной радиацией) и гравитационные воздействия внешних тел, создающие приливы и колебания характеристик орбитального движения и собственного вращения планеты (а потому и колебания в распределении инсоляции по внешней границе атмосферы).

2.Геофизические и географические факторы – ряд особенностей планеты, из которых для климата Земли наиболее важными являются свойства нижней границы атмосферы и прежде всего те свойства, которые определяют ее динамическое и тепловое взаимодействие с атмосферой и обмен с нею термодинамически активными примесями.

45

Из этих свойств, по-видимому, на первом месте должно быть названо географическое распределение континентов и океанов.

3. Атмосферные факторы – масса и состав атмосферы.

Показатели различных климатов:

Влажного (гумидного): оолитовые железные и марганцевые руды, так как железо и марганец поступают в бассейн в растворенном виде.

Жаркого и сухого: доломиты, соли, гипс, ангидрит, барит, и красноцветы.

Холодного: тиллиты – моренные отложения древних ледников. Теплых морей: рифовые постройки, обилие кораллов, толстостен-

ных известковистых раковин различных животных, наличие отложений карбонатов.

Климат архея. Начиная с архейской эры, когда уже возникли гидросфера и атмосфера, ведущую роль в распределении тепла на поверхности планеты играет энергия Солнца. Если это так, то на Земле уже в архейскую эру должна была бы существовать климатическая зональность, поскольку количество солнечного тепла зависит от широты местности.

Наличие климатических зон в архее может быть подтверждено некоторыми, хотя и единичными, фактами. К ним относятся, в частности, находки древних метаморфизованных ледниковых отложений – тиллитов. Остатки их установлены, например, в Северной Америке, в Центральной и Южной Африке, в Южной Австралии, в Сибири. Центр древних оледенений определить пока не удается. Для Северной Америки известно, что следы ледников и пути их движения прослеживаются в широтном направлении почти на 1850 км к северу от

42° с. ш.

Наряду с ледниковыми отложениями в древних толщах встречаются и метаморфизованные органические остатки, очевидно, растительного происхождения (скорее всего, водоросли) – это различные графитовые сланцы, включения графита в другие породы. Косвенно развитие примитивной растительности в древних океанах указывает на сравнительно теплый климат, существовавший в отдельных зонах земного шара. На основании этих скудных данных можно сделать вывод лишь о наличии климатической зональности, существовавшей на Земле 2–3 млрд лет назад. Как проходили климатические пояса и какие именно пояса существовали – об этом пока ничего не известно.

46

Впоследнее время распространяются утверждения о необычайно высоких температурных условиях в древней атмосфере и гидросфере нашей планеты. В частности, доказывается, что примерно 3,8 млрд лет назад температура океанических вод достигала 100°С; 3 млрд лет назад температура атмосферы и гидросферы на Земле в среднем составляла уже 70 °С. Почти два миллиарда лет понадобилось, чтобы она понизилась до 30 °С. Как видим, палеогеография архея еще во многом противоречива и очень далека до своей окончательной расшифровки.

Климат протерозоя. В породах протерозоя найдены отложения моря, суши, рек, гор, пустынь и ледников. Следовательно, климат протерозоя был довольно разнообразен. C изменением количественного состава атмосферы и снижением парциального давления диоксида углерода в раннем протерозое начал меняться климат Земли. Прежде всего уменьшился парниковый эффект, что существенно понизило температуру земной поверхности. В то же время светимость Солнца ещё оставалась примерно на 10 % ниже современной. Результатом действия всех перечисленных факторов было наступление около 2,5 млрд лет назад первого в истории Земли ледникового периода (гуронское оледенение).

Широкое распространение в раннем и среднем рифее шельфовых высокомагнезиальных известняков, доломитов и хемогенного кремнеобразования свидетельствует о существовании мягкого морского и очень теплого климата. По изотопам кислорода и водорода в кремнях установлено, что средние температуры земной поверхности 1,3–1,2 млрд лет назад колебались в пределах 40–50 градусов. Подобные температуры и насыщенность атмосферы углекислым газом способствовали образованию строматолитов и микрофитолитов. Помимо карбонатов в среднем рифее развиты красноцветные терригенные толщи и эвапориты, что позволяет предполагать существование территорий с аридным климатом.

Вкриогении (630–580 млн лет назад) наступил ещё один ледниковый период, по мнению многих учёных, самый масштабный в истории Земли. В это время льдом была покрыта практически вся планета (теория Snowball Earth, англ. Земля-снежок) и температуры на экваторе были похожи на таковые в современной Антарктиде. Доказательством распространения льда на обширной территории было нахождение во многих местах ледниковых отложений – тиллитов.

47

Они найдены в Экваториальной Африке, Австралии, на Урале, ТяньШане, Восточно-Европейской платформе (Белоруссия), в Скандинавии (Норвегия), Гренландии и Скалистых горах. Основная причина криогенского ледникового периода была той же, что и причина наступления первого ледникового периода: снижение концентрации в атмосфере диоксида углерода или углекислого газа.

Кембрийский период. Климат был жарким. Доказательства – соленосные лагунные отложения юга Сибирской платформы, Соляного кряжа на Индийской платформе. Полезные ископаемые: нефть и соль Иркутского амфитеатра, фосфориты в Средней Азии и в Китае.

Ордовикский период. Среди пород ордовика преобладают морские отложения – песчаники, известняки, сланцы. По сравнению с отложениями кембрия среди ордовикских отложений меньше лагунных образований – гипсов, солей, известняков, доломитов. Климат в ордовикский период становится более теплым и мягким, о чем свидетельствует большое распространение известняков: строматопоровых, коралловых, криноидных, трилобитовых и цефалоподовых. В конце периода температуры начали падать, что привело к значительному оледенению. Это оледенение в основном поразило суперконтинент Гондвана. Оледенение длилось примерно 1,5 млн лет.

Силурийский период. Впервые ученым для этого периода удалось наметить области сухого жаркого и теплого влажного климатов и районы возможного похолодания. К концу силура климат становится более аридным, о чем свидетельствуют красноцветные и соленосные отложения во многих районах земного шара. Изучение жидких включений в кристаллах соли из отложений Мичиганского бассейна (США) дало температуру воды в солеродной лагуне порядка 32– 48° С.

Девонский период. Раннедевонская эпоха была временем максимальной регрессии, поэтому климат был более засушливым, чем в среднедевонское время. А в позднедевонскую эпоху, благодаря трансгрессии, климат стал мягким и влажным. Для среднего же девона некоторые ученые выделяют шесть климатических зон. Благодаря влажному тропическому климату многие девонские месторождения были осадочного генезиса: уголь Норвегии и Тиманского кряжа, железо Татарии, Урала, Аппалачей, Испании, Турции, бокситы Тимана, восточного склона Урала. Из месторождений аридных

48

зон следует указать на калийные соли Канады и СНГ. Из девона известны нефтегазоносные горизонты в Волго-Уральской и ТиманоПечорской нефтегазоносных провинциях, в Припятском прогибе, в Канаде, США, и на Гондване (Амазонская впадина, Сахарская плита).

Каменноугольный период. Климат каменноугольного периода отличался большим разнообразием. В экваториальных широтах круглый год было тепло и влажно, в тропических – жарко и сухо, в умеренных – прохладно с равномерным распределением осадков в течении всего года. Теплый климат в первой половине периода привел к наличию обильной растительности, большого количества болот – все это способствовало образованию крупнейших в истории Земли скоплений угля. Это почти треть мировых запасов (Донецк, Караганда, Подмосковье, Экибастуз, Польша и др.), нефть – 50 % запасов ВолгоУральской провинции. В конце периода внутри полярных кругов Земли появляются области с нивальным климатом – начинается эпоха карбон-пермского оледенения.

Пермский период. Климат стал очень сухим. Исчезают многие внутриконтинентальные моря, озера, болота. Высокие горы обусловили дифференциацию климатических условий. В результате деятельности многочисленных вулканов возникли толщи вулканических пород. Несмотря на то что пермский период был одним из самых засушливых в истории Земли, для него характерны не только крупнейшие месторождения солей, но и угольные месторождения, в основном раннепермского возраста. Более четверти мировых запасов угля сосредоточены в Печорском и Таймырском угольных бассейнах, угольных бассейнах востока Китая и в Индии, Австралии, ЮАР. Кроме того, пермский возраст имеют верхние горизонты угленосных толщ Минусинского, Кузнецкого и Тунгусского бассейнов.

Триасовый период. Климат мало изменился по сравнению с пермским периодом. Температура тетических вод в позднем триасе в районе Альп была постоянно выше 21°С. Месторождения полезных ископаемых триаса мелкие и незначительные. Следует отметить только угли Челябинского бассейна и Китая, газ в Алжирской Сахаре, нефть и газ Тимано-Печорского бассейна, осадочные руды урана на плато Колорадо (США), которые приурочены к континентальным красноцветам.

49

Юрский период. Климат в течении юры постепенно менялся от гумидного к аридному. В ранней юре произошло значительное увлажнение климата, доказательством этого служат мощные угленосные отложения Сибири, Китая и отчасти Европы. В поздней юре происходит общая аридизация климата, на что указывают красноцветы и соли Китая, Индокитая, Африки и Северной Америки.

Меловой период. В высоких широтах на севере в меловой период уже была настоящая зима со снегом. В границах современной умеренной зоны часть пород деревьев (орех, ясень, бук) ничем не отличались от современных. Однако, как и прежде, климат в целом был гораздо теплее современного. Постепенно влажный воздух первичных лесов делался все более сухим. На южных материках возникли пустыни. Растения переместились в районы с более прохладным и влажным климатом севера. А затем климат снова становится влажным. Климат древней Европы стал тропическим, на ее территории возникли леса, подобные современным джунглям. Вновь отступает море, и растения, населявшие побережье во влажном климате, оказались в более сухом климате.

Палеогеновый период. Существовали экваториальный и два субтропических пояса. Во время похолодания в олигоцене к ним добавились два умеренных пояса. В конце олигоцена в Антарктиде возникли условия холодного климата и началось покровное оледенение. Влажные тропические условия в северном полушарии существовали на территории США, Западной Европы, в центральных и южных областях Восточной Европы, на западе Азии, в Китае. Южный тропический пояс охватывал юг Африки, часть Южной Америки и центральные части Австралии.

В северном полушарии аридный климат господствовал на юге Западной Сибири, в Северной Африке, на Ближнем и среднем Востоке, в Северной Азии, Южном Казахстане, в западной Монголии, на юге США, в Мексике.

Неогеновый период. На фоне непрерывного понижения температуры усилилась континентальность климата и все контрастнее становились сезонные перепады температур. В пределах тропических поясов выделяются аридные, переменно-влажные и равномерно-влаж- ные типы климата. В пределах аридных областей развиты эвапориты, континентальные карбонаты, эоловые пески. В пределах областей с

50