показывает, что на глубине 2920 км плотность составляет 10080 кг/м3, тогда как до нее была — 5560 кг/м3. Начи- нается область внешнего земного ядра, внутри которого находится внутреннее ядро радиусом в 1250 км. Внешнее ядро — жидкое, так как через него не проходят поперечные волны. Кстати, с наличием жидкого ядра связывают существование магнитного поля Земли. Принято считать, что внутреннее ядро твердое. Возможно, что температура в центре достигает 105 К, а у нижней границы мантии — не выше 5000 К.

Процесс образования каждой из планет солнечной системы имел свои особенности. Около 5 109 лет на расстоянии 150 млн км от Солнца зародилась Земля. При падении на нее астероидоподобных тел вещество нагревалось и дробилось. Первичное вещество сжималось под действием тяготения, принимало форму шара, недра которого разогревались. Происходили процессы перемешивания, шли химические реакции, более легкие силикатные породы выдавливались из глубины на поверхность и образовывали земную кору, тяжелые — оставались внутри. Разогревание сопровождалось бурной вулканической деятельностью, при этом пары и газы вырывались наружу. У планет земной группы сначала не было атмосфер, как и сейчас на Меркурии и Луне. В процессе вулканической деятельности рождалась земная атмосфера, а водяные пары конденсировались в океанах.

Нептунической названа теория немецкого геолога и минералога А.Г.Вернера. Он исходил из того, что Земля была покрыта океаном («всемирный потоп»). Когда вода отступила, из осевших отложений минералов в воде в течение более миллиона лет образовались слои пород. Гипотеза Вернера была поддержана духовенством, повлияла на развитие геологии.

Плутонической названа теория шотландского геолога Дж.Геттона, представленная в книге «Теория Земли» (1795 г.). Он отказался от идеи о потопе и выдвинул версию о медленной эволюции Земли. Под действием ветра, воды, вулканов, землетрясений земная кора разрушалась, а продукты разрушения образовали слои на поверхности планеты. Тепло земных недр перемещало породы и формировало континенты. Профессор геологии Ч.Лайель поддерживал идею Геттона, считая, что геологические

явления вызваны природными факторами, действующими длительные промежутки времени, и что всюду природные факторы действуют одинаково. Лайель сформировал геологию как научную дисциплину, а его теория, получившая название теории «единообразных изменений», поддерживается современными учеными.

Возможно, что обилие воды на поверхности Земли (по сравнению с близкой по массе Венерой) вызвано именно тем колоссальным столкновением протопланет, которое привело к образованию Луны. Образование океанов не прекращается на Земле до сих пор, хотя уже не столь интенсивно. Обновляется земная кора, вулканы выбрасывают в атмосферу огромные количества углекислоты и водяных паров. Первичная атмосфера Земли была значи- тельно более плотной и состояла в основном из СО2. Резкое изменение состава атмосферы произошло примерно 2 млрд лет назад и связано с зарождением жизни. Растения каменноугольного периода в истории Земли поглотили большую часть СО2 и насытили атмосферу О2. Последние 200 млн лет состав земной атмосферы практически остается неизменным. Доказательством этого служат залежи каменного угля и мощные пласты отложений карбонатов в осадочных породах. Они содержат большое количество углерода, который ранее входил в состав земной атмосферы в виде СО2 и СО. В образцах, относящихся к 3,5 млрд лет назад, содержится примерно 60% СО2, а оставшиеся 40% — это соединения серы, аммиак, хлористый и сернистый водород. Совсем ничтожны содержания азота и инертных газов. Свободного кислорода тогда не было, поскольку обнаружены легко окисляемые вещества в неокисленном состоянии. Под действием солнечного света из водяного пара освобождалось ничтожное количество кислорода, но он окислял в атмосфере аммиак, сероводород, метан. Выделялся азот, который постепенно накапливался в атмосфере, примерно 600 млн лет назад доля кислорода достигла уже 1%, тогда появились и примитивные одноклеточные организмы. За 200 млн лет содержание кислорода быстро увеличивалось, так как зеленые растения этому способствовали. По словам Вернадского, «наша планета два миллиарда лет раньше или позже — это хими- чески разные тела».

Большинство газов (èëè летучей части солнечного вещества) — Н, Не, СО, О, N, CO2 и все инертные газы. Основную часть внутренних планет и метеоритов составляют нелетучие элементы солнечного вещества — Si, Fe, Vg, Ca, Al, Ni, Na. Детально сравнивая их, Виноградов показал (1962 г.), что эти породообразующие элементы планет и метеоритов выброшены Солнцем, а не захва- чены из других областей Галактики. Некоторые различия

âсоставе планет связаны с вторичными процессами и с тем, что элементы входят в разные соединения, пребывая в разных агрегатных состояниях. Особенно близок состав нелетучей части элементов Солнца и наиболее распространенных каменных метеоритов — хондритов. Летучая часть солнечного вещества, существующая в виде газов при Ò > 0, при низких температурах переходит в твердое состояние, а атомы газов вступают в соединения. Инертные газы в соединения не вступают, оставаясь газами и при низких температурах. Земля и метеориты сохранили летучие элементы в той степени, в какой они проявляли свою активность, поэтому инертные газы в них редки. Что касается изотопного состава С, О, Si, Cl, Fe, Ni, Co, Ba, K, Cu, то он одинаков на Земле и в метеоритах. Относительно Солнца таких широких исследований не проведено, но для С-12:С-13 он такой же, как и на Земле. Исследования по инертным газам показали идентичность изотопного состава

âсолнечной системе, но на других звездах это отношение иное.

Таким образом, все тела солнечной системы построены из небольшого числа элементов (около 28 номера распространенность резко падает) и имеют единое происхождение. Метеориты, большинство которых оказались очень древними, дали ценную научную информацию об истории возникновения отдельных тел солнечной системы. По оценкам, основанным на радиоактивном распаде урана, тория, рубидия и калия, их возраст около 4,5–4,6 млрд лет, т.е. совпадает с возрастом Земли и Луны. В них насчитываются примерно 66 минералов, большинство из них похожи на земные. Вероятно, метеориты образовались тогда же, что и планеты земной группы. В геологии все элементы разделены на четыре группы. Атмофильные элементы склонны накапливаться в атмосферах; литофильные образуют твердые оболочки планет; халькофильные создают соединения с серой, подобные меди; сидерофильные способны растворяться в сплавах железа.

Радиоактивность — важнейшее свойство Земли, определяющее ее происхождение и химическую эволюцию. Все первичные планеты были сильно радиоактивны. При радиоактивном нагреве они испытывали химическую дифференциацию, завершившуюся формированием внутренних металлических ядер у планет земной группы. Остатки металлической и сульфидно-металлической фаз, сохранившиеся в первичных мантиях, стекли в центральные области и сформировали четкие границы ядер. Литофильные элементы переходили вверх, дегазация мантий при выплавлении легкоплавких фракций приводила к базальтовым расплавам, изливающимся на поверхности планет. Газовые компоненты, вырывающиеся вместе с ними, дали начало первичным атмосферам, которые смогли удержать только крупные планеты. Наиболее

массивная среди внутренних планет Земля прошла сложнейший путь химической эволюции. На последних стадиях остывания солнечной туманности возникли сложные органические соединения, обнаруженные в метеоритном веществе, которые были усвоены нашей планетой и привели к развитию жизни.

Самопроизвольный распад неустойчивых атомов отражает эволюцию вещества Земли и события эпохи рождения химических элементов, как устойчивых, так и неустой- чивых. При распадах выделяется тепло. Для Земли сейчас важны следующие радиоактивные изотопы, которые распадаются: U-238 → Ph-206 + 8a + Q; U-235 → Ph-207 + 7a + Q; Th-232 → Ph-208 + 6a + Q; К-40 → Ca-40 + b + Q.

Тепловой баланс Земли существенно зависит от радиоактивности. По словам Вернадского, «количество создаваемой радиоактивным процессом тепловой энергии не только достаточно для того, чтобы объяснить потерю Землею тепла и все динамические и морфологические воздействия внутренней энергии планеты на ее поверхность — земную кору, но и для того, чтобы поднять ее температуру». Алюмосиликатная кора Земли наиболее радиоактивна. Земля теряет свое тепло в окружающее пространство путем излучения и теплопроводности, причем измерения показали, что величина тепловых потоков одинакова и на дне океанов, и на материках. Потери меньше в несколько раз количества тепла, произведенного за счет радиоактивности.

Из законов радиоактивного распада следует, что в прошлом радиоактивность была выше. Так, 4,5 млрд лет назад U-238 на Земле было в 2 раза больше, чем сейчас, и энергии он выделял больше. Кроме тория, урана и калия, существовали недолговечные радиоактивные изотопы с периодом полураспада менее 108 лет. Они возникли в эпоху ядерного синтеза тяжелых элементов и вошли в состав молодых тел солнечной системы. Примерами их могут быть J-129 с периодом полураспада 17,2 млн лет, превращающийся в Хе-129; Sm-146, 50, Nd-142; U-236, 23,9, Th-232 (соответственно).

В докембрийском редкоземельном минерале бастиезите обнаружены (1971 г.) долгоживущие радиоактивные элементы Pu-244 и Cm-247, имеющие своим конечным продуктом распад Хе-131-136. Значит, при «варке» тяжелых элементов присутствовали и сверхтяжелые трансурановые ядра, пока не известные и не полученные в лаборатории (известно, что с ростом номера элемента неустойчивость трансурановых резко растет). Группа индийских ученых во главе с С.Бандари обнаружила в некоторых метеоритах и лунной пыли следы более 300 треков, которые могли быть вызваны такими трансурановыми элементами, присутствовавшими при затвердевании породы. Большинство «вымерших» радиоактивных изотопов при распаде выделяло много больше энергии. Так, если за год при распаде урана выделяется 2,97 Дж, то у Pu-244 — 50,4 Дж, Cm-247 — 279,9 Дж и J-129 — 5,53 Дж.

Возрасты химических элементов и тел солнечной системы определили по радиоактивности. По соотношению изотопов свинца Pb-206, 207 и 208 в метеоритах и земной коре рассчитали возраст Земли — 4,55 млрд лет. Возраст радиоактивных ядер в солнечной системе примерно

Термин «геохронология» принят в науках о Земле для обозначения времен и последовательности образования горных пород, слагающих земную кору. Относительный возраст пород оценивается достаточно просто в одном геологическом разрезе, поскольку каждый налегающий пласт образовался позднее того пласта, на который он ложится. Этот стратиграфический метод применяют и при сравнении возраста пород в разных разрезах, хотя приходится привлекать и данные палеонтологии для сопоставления возраста слоев. Геохронологическая шкала принята в 1881 г. на Международном геологическом конгрессе, были введены термины: ýðà, период, эпоха, âåê, время.

По степени изученности вся история планеты делится на две неравные части. Более молодая, составляющая 570 млн лет и названная фанерозоем (ãðå÷. phaneros «явный» + zoe «жизнь»), изучена лучше. К ней относятся геологические формации палеозоя, мезозоя è кайнозоя. Более древняя охватывает огромный интервал времени от 570 до 3 800 млн лет назад. Ее назвали криптозоем, или периодом со скрытым развитием органической жизни. Хотя криптозой изучен недостаточно, геологи установили необратимый характер осадкообразования и основные тенденции эволюции Земли под влиянием развивающейся жизни.

Установление истинной продолжительности отдельных периодов и эпох, как и возраста Земли в целом, заставило обратиться к равномерному процессу, протекающему с известной скоростью в течение исследуемого периода и позволяющему делать количественные измерения. Эти соображения высказали Ломоносов («О слоях земных», 1763 г.) и Ламарк («Гидрогеология», 1802 г.). С этой целью пытались исследовать накопления солей в океане и другие ученые. Они получили оценки, не противоречащие рас- четам, полученным другими методами. После открытия методов определения возрастов горных пород с помощью радиоактивного распада по инициативе Вернадского была создана специальная комиссия, в которую вошли академики радиохимик В.Г.Хлопин и химик И.Е.Старик, разработавшая наиболее точные методы по распаду свинца и гелия для определения абсолютного возраста минералов. По данным, полученным комиссией, английский геолог и петрограф А.Холмс разработал первую геохронологическую шкалу фанерозоя (1947 г.).

Четыре этапа химико-биогенного осадкообразования выделяются в истории Земли согласно обобщениям академика Н.М.Страхова.

1. Первичные океан и атмосфера, когда живое появлялось в очень ограниченных масштабах, отвечают первому этапу. Первичный океан конденсировался из паров материала мантии Земли и состоял из HCl, HF, H2BO3, SiO2, т.е. был достаточно кислым раствором. В воде были растворены сернистый водород, метан и другие углеводороды, а также углекислота. Сульфатов тогда, как и свободного кислорода, для их образования из сернистого

водорода почти не было. Первичная атмосфера состояла из углекислоты с добавками аммиака, метана, паров воды и нескольких инертных газов. Началось образование первичных осадочных горных пород. Поверхность Земли была похожа на современную лунную; площади между вулканами занимал неглубокий океан, а они выступали в виде островов. Климат был влажный, вулканогенно-осадочный, и климатических поясов не было. Наличие углекислоты в атмосфере способствовало выветриванию изверженных пород, образовывались карбонаты калия, натрия, магния, кальция и коллоидные частицы Al2O3, SiO2, Fe2O3. Попадая

âкислую среду океана, они превращались в хлориды калия, натрия, магния и кальция, что меняло состав первичного океана, уменьшая его кислотность и обогащая его хлоридами металлов. Вулканические породы поверхности подвергались выветриванию, на них осаждался кремнезем и сульфиды тяжелых металлов.

2.С появлением первых организмов вплоть до фотосинтезирующих связан второй этап. Земная поверхность характеризовалась ростом алюмосиликатной коры и рас- членением ее на структурные области, зарождались горные цепи и выравнивались участки между ними. В это время увеличился и рост сносов с поверхности в океаны. Поступление карбонатов в океан меняло его, исчезала сильная кислотность, накапливались карбонатные соли. В атмосфере постепенно нарастала роль азота, она очищалась от аммиака и метана. Во время образования обширных континентальных массивов стали зарождаться климатические зоны — сухого, холодного (ледникового) и влажного климата. В морской воде стали выделяться доломиты

CaMg(CO3)2, оседающие химическим путем на океани- ческое дно, где, в основном в илах с прослойками минералов, накапливались кремнезем, железо и марганец. Возникли многочисленные глинистые минералы, давшие начало образованию кристаллических сланцев. Все эти следы седиментации (лат. sedimentum «оседание») расшифровываются с большим трудом.

3.Большую часть докембрийского периода охватывает третий этап (от 3 до 0,6 млрд лет до нашего времени). Он представлен большим числом сильно метаморфизованных пород на нарастающей земной коре. В ней выделяются геосинклинальные зоны с мощными отложениями осадочных пород, в которых возникала складчатость, и платформенные области на разрушенном складчатом основании. Процессы регулировались тектоническим развитием литосферы. Земная кора разрасталась не только по поверхности, но и в глубину. При этом осадочные породы погружались на глубины, подвергаясь процессам гранитизации и метаморфизма, теряя легкоподвижные компоненты, которые перемещались в верхние горизонты. Большая часть карбонатных материалов разрушалась, переходя

âсиликатные с выделением углекислоты. То же происходило и с водой. От этого периода до нас дошли ледниковые отложения.

Химическая эволюция континентальной части земной коры проходила от основного, базальтового состава, характерного для океанического типа земной коры, к кислому, гранитному, и океаническая кора постепенно (примерно 2,5 млрд лет назад) превратилась в континентальную. Этому способствовали несколько факторов:

1. При завершении формирования ядра планеты в одном из полушарий выделилось больше базальтов. 2.

Состав продуктов извержения вулканов менялся, меняя толщину континентальной коры. Базальтовые магмы обогащались SiO2, Al2O3, Fe2O3, Na2O, соответственно уменьшая долю MgO, FeO, CaO.

3. Начался мощный круговорот веществ, включающий переработку первичной коры под действием солнечной энергии, гравитации и всей биосферы.

Огромные массы земной континентальной коры прошли через состояние осадочных пород, были перемыты водой и изменились под действием многих компонент. Длительный круговорот воды вымывал из коры некоторые базальтовые элементы (наиболее растворимые Ca++, Mg++, Fe++), сохраняя малоподвижные типа SiO2, Al2O3. Натрий попадал в океан в большом количестве, пребывал там в раство-

ренном виде, но его значительная часть возвращалась в континентальную кору в виде осадков. Калий задерживался в тонкодисперсных глинах и растительных остатках, потому его больше в континентальной коре, чем в океани- ческой.

Моделирование глобальных изменений последнего геологического периода. Для изучения взаимодействия пар земных слоев изготавливают двухслойные модели: лист резины толщиной 1,5 см заливают тонким слоем (3–4 мм) легкоплавкого материала (воска или парафина), сцепляющегося с резиной. После остывания резину растягивают домкратами. Через некоторое время на ней появляется в верхнем слое сеть трещин, и возникает блоковая структура, характерная для верхнего слоя земной коры. При сильном измельчении начинается отслаивание мельчайших «блоков» от подложки, и дробление прекращается. Это позволило проверить энергонасыщенность геологической среды и, в частности, идею Вернадского об определенной

организованности процессов в земной коре. Последнее время считали, что земная кора — пассивный субстрат, подверженный действию внешних механических сил.

Гипотезу дрейфа континентов, выдвинутую в XIX в. Снайдером, развивали Тейлор и Вегенер (1880–1930). Сходство очертаний западного берега Африки и восточного берега Южной Америки издавна считали свидетельством разделения единого материка. В 1858 г. итальянский ученый Антонио Синднер–Пеллегрини обосновал ее, указывая на сходство не только очертаний, но и ископаемых растений

èместорождений угля в Америке и Европе. Гипотеза Вегенера возродилась под влиянием новых данных палеомагнетизма и сведений о строении океанического дна. Карта районов землетрясений показывает, что они образуют узкие и длинные зоны, разделяющие сейсмически активный верхний слой Земли на стабильные участки — литосферные плиты, в которых землетрясений не бывает. Зоны, ограничивающие плиты, образованы срединноокеаническими хребтами и глубокими, более широкими океанскими желобами. По этим зонам расположено подавляющее число действующих вулканов.

Теория тектоники плит получила признание в 60-е годы. Считается, что верхний слой земной коры состоит примерно из пятнадцати жестких плит, из них 6–7 являются крупными, они могут сталкиваться, погружаться друг под друга и надвигаться одна на другую. Эти плиты плавают по мантии — расплавленным глубинным породам. Вместе с плитами могут перемещаться и континенты.

Теория дрейфа континентов основана на тектонике литосферных плит. Данные геофизики, в основном сейсми- ческие, подтверждают эту теорию. На протяжении геологической истории Земли континенты неоднократно соединялись, образуя единый континент, который позже снова раскалывался. В современной теории тектоники плит считается, что литосферу можно смоделировать системой плит, перемещающихся относительно друг друга со средними скоростями около нескольких сантиметров в год. Плиты плавают на горячем, пластичном слое мантии Земли — астеносфере, в котором вещество находится в расплавленном состоянии (рис.27).

Земная кора делится на океаническую — плотную и однородную и континентальную — более легкую и гетерогенную по минеральному составу. Она все время меняется

èвызывает разнообразные и часто катастрофические события. Плиты имеют толщину 75–150 км и включают в себя значительную часть верхней мантии. Движения плит в основном определяются спредингом морского дна — процессом, при котором расплавленный материал поднимается из астеносферы в литосферу в районе океанических горных хребтов и при охлаждении превращается в океани- ческую кору дна.

Ðîñò ïëèò расширяет океаническую котловину, а в это время магма поднимается, застывает и образует океани- ческую кору вдоль подводного хребта. Процесс может идти замедленно, сокращая протяженность спрединговых центров. В настоящее время длина такой системы около 56 тыс. км, а скорости развития порядка 5 см/год, причем в Атлантике они почти вдвое ниже, в Тихом океане — в 3 раза выше. Умножая среднюю скорость на длину спрединговых центров, получим скорость формирования коры 2,8 êì2/год. Так как средняя площадь океанов — 310 млн км2, отсюда следует, что они сформировались за 110 млн лет. Резуль-

таты бурения дна подтверждают, что океаны более «молоды», чем предполагалось ранее. Данные по западной части Тихого океана дают до 180 млн лет, т.е. за последние 2 млрд лет могли возникнуть и исчезнуть до 20 океанов. Если дно и континент принадлежат к одной и той же плите, то континент перемещается вместе с ней. Океаническая кора может погрузиться под континент, присоединяясь к мантии. Этот процесс называется субдукцией.

Êîðà поднимается на хребте, перемещается поперек котловины и погружается вдоль желоба, отделяющего зону субдукции. Породы охлаждаются в океане, растекаются по оси хребта и в стороны от него, поэтому кора постепенно погружается. Некоторые горы на океаническом плато настолько велики, что поднимаются, как острова. Подводные горы в основном базальтовые и поднимаются из «горячих точек», расположенных под плитой. Если плита скользит по магме, возникает целая цепь вулканов. Пример — Гавайские острова, причем скорость роста вулканов достаточно высока.

Горизонтальные перемещения в модели тектоники плит преобладают с 60-õ годов, а ранее считалось, что крупные прогибания земной коры заполняются осадками, что и вызывает вздымания, создающие молодые горные цепи. В местах раздвижения плит развиваются рифты, образуются анические котловины. Вдоль линий столкновения и параллельно им возникают зоны вулканов, вдоль линий скольжения — цепь землетрясений. Структурные элементы, порождаемые тектонической активностью, недолговечны и подвержены самосогласованным изменениям, так как новые блоки коры возникают и при вулканических процессах. Сами литосферные плиты состоят из фрагментов коры и новых кусков, называемых экзоти- ческими блоками. При сближении плит одна может подвинуться под другую и погрузиться в мантию. При этом большая часть коры заглубляется в астеносферу, а верхние слои как бы соскабливаются с нее верхней плитой, образуя призму аккреции (ëàò. accretio «приращение, увеличение»). Так, близ Венесуэлы Карибская плита подвигается под Южно-Американскую. Ïðè столкновении плит несколько увеличивается объем континентальной коры. Вдоль линии столкновения более плотная плита погружается, подвергаясь действию все более высокой температуры. Она несет на себе и осадки, и воду, захваченную пористыми породами. На глубинах около 100–150 км эта вода инициирует ряд процессов — частичное плавление пород, образование магмы, которая обогащается Al, K, Na и др. Эта магма содержит до 50–70% кремнезема и отличается от океани- ческой базальтовой своей большей вязкостью и густотой. В результате в этих местах растет давление, вызывающее

повышенный вулканизм.

Вулканы по краям плит расположены над огромными, поднимающимися вверх «занавесами» мантии, которые параллельны маркирующим желобам. Длина таких цепей вулканов — около 37 тыс. км. На каждом километре за 1 млн лет извергается 20–40 км3 нового силикатного материала, который присоединяется к континентальной коре со скоростью 0,751,5 êì3/год. Похоже, что сама океани- ческая кора почти ничего не добавляет к коре континентальной. Но над ней возвышаются острова или цепочки