7.3. Происхождение Солнечной Системы и Земли

По многочисленным объективным данным время конденсации, консолидации, сгущения и агломерации вещества протосолнечной туманности, охватывающее образование Солнца, планет и метеоритов, оценивается интервалом 4,7-4,5 млрд. лет назад (Соботович, Семененко, 1985, Бала­шов, 1985, Потапов, 1999). В пределах этих 200 млн. лет можно наметить и датировать следующие основные наиболее вероятные события:

4,7-4,68 млрд. лет назад. В одной из спиральных ветвей Галактики в межзвездном облаке в результате фрагментации, сжатия и последнего энергичного нуклеосинтеза, вызванного действием взрыва близкой Сверхновой звезды, родилась протосолнечная гелиево-водородная туманность, содержащая небольшое количество твердых частиц (пылинок), тяжелых и радиоактивных элементов.

4,68-4,60 млрд. лет назад. В туманности, выведенной из равновесия, начались процессы упорядочивания движения частиц, которое постепенно становилось круговым. Туманность стала сжиматься, вращаться и принимать форму диска с наметившимися сгущениями в центре и на местах будущих наиболее крупных планет. Процессы сгущения (аккреции) сопровождались уходом основной части водорода на Протосолнце. Началась конденсация (сжижение) газов и их отвердевание (Сатурн и еще более далекие планеты, скорее всего, формировались одновременно с Прото-солнцем и Юпитером). Внешние планеты возникали из относительно холодного вещества уплощенного диска протосолнечной туманности по схеме, высказанной еще Кантом в 1775 г. Они своим нынешним составом отражают первоначальное строение этой туманности. Это был первый («холодный») этап образования Солнечной системы.

4,60-4,52 млрд. лет назад. В недрах сжимающегося Протосолнца происходило весьма значительное гравитационное уплотнение и разогревание вещества, рождались тяжелые и сверхтяжелые, в том числе радиоактивные элементы. Быстрое вращение приводило к резкому увеличению центробежной силы в экваториальной части и вызывало интенсивное истечение утяжеленного радиоактивного вещества. Основная часть сброшенной «лишней массы» рассеялась в пространстве, но какая-то ее доля задержалась в гравитационном поле, обусловленном Протосолнцем и уже имевшимся Юпитером, образовала внутренний диск и пошла на построение планет земной группы и их спутников, астероидов и метеоритов. При формировании планет и их спутников путем гравитационного «вычерпывания» пылегазового вещества внутреннего диска в первую очередь сгущались (слипались) металлические частицы, нередки были захваты массивными планетами более мелких и их разрушения приливными воздействиями. Это был второй («горячий») этап формирования Солнечной системы из вещества, прошедшего через колоссальные температуры и давления предшествующих ядерных превращений.

В этих условиях происходила эволюция Протоземли и Протолуны, составившая 4,6 млрд. лет назад двойную планету, что было обосновано и описано О.Г. Сорохтиным и С.А. Ушаковым (1991) следующим образом. Протолуна вначале обращалась по сильно вытянутой эллиптической орбите, но, приблизившись к Протоземле на 12 земных радиусов (76 440 км), попала в земной гравитационный «плен» и стала вращаться вокруг Протоземли уже по круговым орбитам, постепенно приближаясь к ней. Это вызвало разогрев Протолуны на 1700-3700°С, ее расплавление и гравитационную дифференциацию вещества, что обусловило дополнительный разогрев на 250°С. Дифференциация привела к выплавлению анортозитовой оболочки и образованию жидкого металлического ядра Протолуны. Ее сближение с Протоземлей продолжалось и заняло около 15 тыс. лет. Дойдя до предела Роша (2,7 земного радиуса или 17 200 км), Протолуна каждый оборот, длившийся около 6 час, входила в эту сферу приблизительно на 24—35 м, а ее форма постепенно приобретала вид эллипсоида, постоянно вытянутого в сторону Протоземли. И, наконец, приблизившись к ней на расстояние, близкое к земному радиусу, Протолуна стала быстро разрушаться, на что ушло 80-100 лет. Металл ее жидкого ядра вместе с веществом внутреннего приливного горба устремились к Протоземле, образуя перед воссоединением с ней дискообразный рой обломков и сгустков протолунного вещества. Внешний же горб и остальная часть протолунного эллипсоида, испытав инерционную отдачу, стали удаляться и постепенно приобрели шаровидную форму. Необычным тогда было наличие у Протоземли и нескольких более мелких спутников «микролун», удаленных на большие расстояния, чем «главная» Луна. Довольно мощными были лунные приливы, которые вначале имели высоту более 1,5 км и буквально потрясали первозданный ландшафт Земли. Через 1 млн. лет их амплитуда в связи с отталкиванием Луны снизилась до 130 м, через 10 млн. лет — до 45 м, через 100 млн лет — до 15 м; 4 • 10⁹ лет назад их высота не превышает 7 м (Потапов, 1999).

Дальнейшее наращивание массы и изменение рельефа Протоземли за счет аккреции и падающих на нее метеоритов и астероидов происходило уже медленнее и довольно длительно (в течение 80 млн. лет).

В предгеологическое время происходила аккреция (гравитационный захват вещества и последующее его падение на космическое тело) нашей планеты, которая оптимально началась 4,7 млрд. лет назад. Этот процесс осуществлялся как гравитационное холодное слипание частиц предпланетного облака, продолжавшееся до тех пор, пока оно в пределах протоземной грависферы не было «вычерпано» почти полностью.

Наличие в составе Земли продуктов распада сверхтяжелых (заурановых) элементов и природных тяжелых радиоактивных элементов (уран, торий и др.), которые вновь не образуются, неотвратимо и необратимо распадаются и уменьшаются в своей массе, свидетельствует о том, что земное вещество синтезировалось в очень жестких условиях (при температурах, достигавших десятков миллионов градусов, и давлениях в сотни миллионов атмосфер), свойственных внутренним зонам звезд.

Наиболее вероятно, что Протоземля, как и другие наши малые планеты, сформировалась путем аккреции рассеянного очень радиоактивного вещества, выброшенного как «лишняя» масса из экваториального пояса быстро вращающейся молодой массивной звезды (Протосолнца) — ядра первоначальной дискообразной туманности. Гравитационная основа аккреции свидетельствует о том, что она была гетерогенной. В этот период геологических процессов, присущих нынешней земной литосфере, еще не происходило, т. к. масса Протоземли и ее объем быстро росли, а поверхность непрерывно изменялась. Разогрев Протоземли, вызванный аккрецией, приливными явлениями и радиогенным разогревом, происходил в течение относительно короткого периода, когда Протосолнце излучало наибольшее количество лучистой энергии, в т. ч. и тепловой, повышавшей температуру в области планет земной группы до 800-1600К (Крат. 1960). Последующее значительное ослабление излучения Протосолнца (в 5-10 раз), влияние окружающего космического холода, «вымирание» радиоизотопов и другие явления привели к остыванию Протоземли.

В то далекое время почти закончилось гравитационное перераспределение вещества нашей планеты по плотностям и выделилось значительное количество летучих элементов и соединений, которые покинули планету. Однако необходимое количество атмофильных элементов (водорода, кислорода, углерода, азота и др.) удерживалось в составе наиболее тугоплавких веществ Протоземли в виде некоторых окислов, карбидов, гидридов, фторидов и других соединений. Предгеологическое состояние Протоземли постепенно стало замещаться геологическим развитием, в основе которого было взаимодействие и преобладание внешних факторов над внутренними: охлаждения над разогреванием и сжатия над расширением.

4,52±0,02 млрд. лет назад аккреция Протоземли завершилась, а ее масса, объем и рельеф достигли современных значений и форм, стали проявляться такие геологические процессы, как плутонизм, вулканизм, метаморфизм, тектогенез, эоловая деятельность - началось безводное, но уже геологическое время. Примерно 720 млн. лет (до рубежа 3,8 млрд. лет назад) продолжалось образование астероидов и метеоритов, часть которых падала на поверхность планет и их спутников, вызывая образование кратерообразных структур (импактных), которые в совокупности с начавшимися эндогенными и экзогенными процессами формировали на Земле «лунный» ландшафт. Последующая эволюция Земли и других планет определялась их массами, наличием или отсутствием гидросферы, жизненных процессов и влиянием холода окружающей среды (-273°С).

На Земле с поздним периодом этого этапа развития, согласно модели, предложенной К.П. Флоренским (1965), выделились летучие компоненты в результате ударного дробления, плавления и испарения вещества. Эти летучие компоненты составили основу первичной атмосферы, а после охлаждения ее ниже 100°С, первичной гидросферы. Конденсированная вода накапливалась в понижениях, и в образовавшихся водоемах формировались первые осадочные слоистые толщи. Первые конденсированные воды на Земле были минерализованные. Сильные кислоты разрушали первичные алюмосиликатные породы, извлекая из них катионы металлов. Первичная поверхность суши омывалась кислыми водами и была местом процессов гидролиза и гидратации соответствующих минералов. Таким образом, большая часть катионов океанической воды являются продуктами химического выветривания первичной литосферы. Главные ионы океанической воды (Na⁺, Mg²⁺, Са²⁺, К⁺, Sr²⁺, Сl^-, Н₃ВО₃) имеют постоянное соотношение во всей толще Мирового океана. Кроме того, в растворенном виде в морской воде присутствуют природные газы: азот, кислород, углекислота, сероводород и др. Вследствие чрезвычайно интенсивной миграции всех химических элементов под действием проточных вод Мировой океан в химическом отношении стабилизировался довольно быстро, поэтому можно согласиться с В.И. Вернадским, который в работе «Биогеохимические очерки» писал: «Огромный материал точного эмпирического наблюдения заставляет думать, что средний состав океанической воды является характерной постоянной планеты, константой, вероятно, являющейся устойчивой в течение геологического времени. Около нее в ту или другую сторону наблюдаются колебания, по-видимому, никогда не достигающие большой величины. Состав тропосферы, величина рН океанической воды, средний состав земной коры являются примерами таких постоянных планеты. Проверка этого положения для гидросферы и биосферы, является сейчас одной из очередных задач».

Пресные воды гидросферы появились значительно позже, в результате испарения с поверхности первичных водоемов, т.е. в процессе естественной дистилляции при создании в пределах суши замкнутых депрессий.

Атмосфера представляет собой газовую оболочку Земли, масса которой оценивается в 5,15 • 10¹⁵ т. Однако эта величина составляет лишь 0,00009% от общей массы планеты. Основное количество воздушных масс на 90% сосредоточено в слое до высоты 16 км. Выше 100 км находится лишь 1/1000000 часть атмосферного воздуха.

Атмосфера Земли подразделяется на тропосферу, стратосферу и ионосферу.

Тропосфера представляет собой приземную зону интенсивного перемешивания воздушных масс от поверхности до высот порядка 5-17 км (в зависимости от географической широты и времени года). В полярных областях высота тропосферы минимальна, а в экваториальной зоне она достигает максимального значения. В пределах тропосферы температура воздуха с высотой равномерно убывает до определенного предела, который называется тропопаузой.

Выше тропопаузы находится стратосфера, где перемешивание воздушных масс ослабевает.

Выше 80 км находится обширная разреженная газовая оболочка, значительная часть атомов которой находится в ионизированном состоянии. Она относится к ионосфере и непосредственно граничит с межпланетным пространством. Под действием ионизирующего излучения Солнца на определенной высоте происходит диссоциация и рекомбинация молекул кислорода, в результате чего образуется озон О₃. На высоте от 10 до 100 км образуется много молекул озона с максимальной концентрацией на высоте около 20 км. При образовании озона поглощается большая часть ультрафиолетовой радиации Солнца, достигающая у поверхности Земли минимального значения, что обеспечивает существование живых организмов, для которых ультрафиолетовая радиация губительна.

По данным Г.В. Войткевича (1986), через атмосферу, Земли совершается грандиозный круговорот воды, определяющий интенсивную миграцию химических элементов на поверхности планеты. Испарение воды с поверхности водоемов — это процесс ее естественной дистилляции. Под влиянием солнечной радиации воды гидросферы находятся в процессе непрерывного круговорота. Согласно расчетам М.И. Львовича 520 000 км³ воды гидросферы приводится в течение года в движение через атмосферу и последующий сток. В течение 10 лет через атмосферу проходит такое количество воды, которое равно массе самой атмосферы. На протяжении 3 тыс. лет через атмосферу проходит количество воды, равное всей атмосфере.

Первичная атмосфера Земли имела восстановительный характер и практически была лишена свободного кислорода. Решающее значение в изменении химического состава первоначальной атмосферы и океана имело развитие жизни на Земле — начало фотосинтеза примитивных зеленых растений. Первичными фотосинтезирующими организмами были, вероятно, синезеленые водоросли или их предки, возникшие в верхних зонах первичных водоемов на определенных глубинах. Условия, необходимые для развития фотосинтезирующих автотрофных организмов, оказались наиболее благоприятными в тех слоях морей, куда проникал солнечный свет, а ультрафиолетовая радиация поглощалась. Свободный кислород возникает главным образом в результате фотосинтетического разложения воды. Таким образом, первые химические изменения в связи с эволюцией жизни наступили в верхних слоях первичных водоемов. С появлением в них фотосинтезирующих автотрофных организмов количество сво­бодного кислорода на Земле стало прогрессивно возрастать.

В настоящее время утвердилось общее единое представление о том, что первоначально углекислая атмосфера Земли на определенном этапе развития перешла в азотно-кислородную. Однако спорным остается вопрос относительно времени и характера этого перехода.

По мнению Г. Холленда, накопление свободного кислорода в атмосфере Земли началось примерно 2 млрд. лет назад. Л. Беркнер и Л. Маршал относили начало фотосинтеза и появление свободного кислорода в гидросфере, а затем и атмосфере Земли ко времени около 2,7 млрд. лет назад. Закисное железо в древних докембрийских морях являлось главным поглотителем кислорода, когда фотосинтезирующие морские автотрофы поставляли молекулярный кислород непосредственно в морскую среду. В течение большей части докембрия биогеохимический круговорот был органически связан с океаном. Это определило высокую интенсивность поглощения ионами закисного железа освобождающегося кислорода в верхних зонах древних водоемов. После того как докембрийские океаны очистились от растворенного железа, свободный кислород стал накапливаться в гидросфере, а затем в атмосфере.

Новый этап выразился в увеличении давления свободного кислорода в атмосфере 1,8-2,0 млрд лет назад, что фиксировалось появлением древних красноцветов. В связи с увеличением количества свободного кислорода в атмосфере окисление ионов двухвалентного железа переместилось на поверхность древних континентов в область коры выветривания. Все большее количество О₂ стало поступать в атмосферу, где постепенно установилось определенное постоянство его содержания. Скорость его образования стала соизмеримой со скоростью поглощения путем окисления различных веществ, среди которых существенное значение приобрели массы органического вещества — продукты отмирания растительности в разных зонах земного шара, и особенно в зонах тропических экваториальных лесов с развитыми процессами гниения.

Современный этап в истории атмосферного кислорода наступил с появлением растительности на континентах, что привело к значительному увеличению его содержания по сравнению с древними атмосферами геологического прошлого планеты.