Возраст географической оболочки и природно-территориальных комплексов
Морфоструктура современных ПТК, физиономичность их компонентов в значительной степени определяется возрастом территории. Ученые Н.Н. Соколов, К.К. Марков, А.М. Архангельский, Я.И. Яунпутнинь, И.В. Васильева и другие указывали о воздействии фактора времени на отдельные компоненты природы, основываясь на идее В.В. Докучаева рассматривать почву как естественно-историческое тело, развивающееся под влиянием ряда факторов почвообразования и особенно возраста. Развивая это учение в дальнейшем, академик В.Р. Вильямс уже говорил об абсолютном и относительном возрасте почвы. Очевидно, что и у ПТК необходимо различать абсолютный и относительный возраст. На абсолютный возраст географической оболочки существуют разные точки зрения, среди которых наибольшее признание получили доводы И.М. Забелина и С.В. Калесника.
И.М. Забелин (1957, 1959, 1978) считает, что биогеносфера, качественно отличная от других частей планеты, возникла только после образования атмосферы и земной коры (т. е. 4-5 млрд. лет назад), а в более раннюю пору существовали лишь два исходных компонента — горные породы и солнечная радиация. Их взаимодействие было очень примитивным и проявлялось лишь в нагревании и остывании горных пород. Ландшафты появились только со времени заселения суши организмами и образования почвенного покрова.
С.В. Калесник (1970) придерживается иного мнения. Он исходит из того, что физическая поверхность Земли как фундамент ландшафтной оболочки всегда качественно отличалась от внутренних частей планеты, поэтому «рождение» ландшафтной (географической) оболочки он относит к начальным стадиям формирования планеты, ко времени образования земной поверхности. Время возникновения ландшафтов (ПТК) ученый связывает с началом территориальной дифференциации возникшей оболочки, а не с вмешательством живой природы. Примерно на таких же позициях стоит Е. Ходач (1976), который считает, что первый ландшафт на земной поверхности появился с возникновением твердой каменной оболочки Земли. В развитии ландшафтов он выделяет три стадии — неорганическую (до появления жизни), биотическую (с появлением жизни) и антропогенную (с появлением человека).
Обе точки зрения несколько противоречат современному представлению о географической оболочке как сложной материальной системе, состоящей из качественно разнообразных, проникающих друг в друга и взаимодействующих между собой геосфер. Если строго придерживаться такого представления о географической оболочке, то ее возникновение необходимо относить ко времени появления всех взаимодействующих между собой геосфер, т. е. в конечном счете, ко времени зарождения биосферы. Поэтому правомерен вопрос: «Если мы признаем, что составными элементами ландшафта являются биоценозы, почвы и другие биокосные тела, то спрашивается, о каких ландшафтах может идти речь до появления и развития жизни?» (Кузнецов, 1978).
Начало формирования в пределах географической оболочки геосистем более низкого ранга, т. е. их абсолютный возраст, правомерно увязывать с переломными этапами геологической истории (освождение территории от морских вод, ледниковых покровов, возникновение крупных оползней и др.), в которые происходит коренная перестройка морфоструктур ПТК. В дальнейшем в процессе естественноисторического развития и воздействия человеческого общества в пределах этих территорий могли неоднократно изменяться природные условия и на месте первичных, родоначальных ПТК формироваться .новые, молодые, границы которых могут не совпадать с границами первых. Относительный возраст ПТК, очевидно, правомерно исчислять с момента, когда они приобрели современную морфологическую структуру (например, различный возраст рельефа поозерского и сожского и днепровского оледенений в пределах территории Беларуси).
Следовательно, абсолютный возраст ПТК более продолжительный, чем относительный. Естественно, в пределах крупных ПТК геосистемы более низкого ранга имеют относительно более молодой возраст. Так, в пределах ландшафта в результате физико-географических процессов происходит формирование относительно более молодых урочищ оврагов,- логов, болот и т. д. ПТК одного и того же ранга (например, природные зоны) могут иметь разный возраст.
Степень изменчивости природных компонентов ландшафтов во времени различна. Наибольшей консервативностью отличается литогенная основа, особенно ее геологический фундамент, наиболее крупные черты рельефа — геотекстуры, обязанные своим происхождением силам общепланетарного (космического) масштаба, и морфоструктуры, возникшие в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных сил, при ведущей роли первых — движений земной коры. Морфоскульптурные черты рельефа, обязанные своим происхождением экзогенным процессам, взаимодействующим с другими рельефообразующими факторами, подвержены значительно более быстрым изменениям. Быстрой изменчивостью во времени обладают также климат, почва и особенно биоценозы. Современный облик этих компонентов — результат событий в основном последней геологической эпохи.
В ПТК наряду с более древними (реликтовыми консервативными) элементами, оставшимися от прежних эпох, в процессе развития появляются новые, прогрессивные. Реликтовые элементы помогают восстанавливать историю развития ПТК, знание которой важно с разных точек зрения, но особенно для прогнозирования их будущего развития. Так, в урочищах платообразных моренных равнин с господством ельников-кисличников на подзолистых почвах в качестве реликтов можно рассматривать медуницу (Ри1топа ri а obscura ), печеночницу благородную (Нера tica nobilis ), копытень европейский (А sarum еи ropaeum ), любку двулистную ( Platanthera bifolia ) и других спутников дубовых лесов, которые, уступили по каким-то причинам место ельникам.
К прогрессивным элементам ПТК можно отнести отдельные древесные породы, появившиеся на молодых по возрасту пойменных урочищах с луговой растительностью. Анализ прогрессивных элементов в ПТК дает возможность предсказать направление, по которому пойдет развитие ПТК, а это особенно важно для планирования деятельности человека.
Эволюция географической оболочки
Географическая оболочка — это область взаимодействия внутрипланетарных эндогенных и внешних — экзогенных и космических процессов, которые осуществляются при активном участии органического вещества. Отсюда границы географической оболочки должны определяться условиями, при которых возможно существование белковых тел, составляющих основу жизни на Земле. Нижняя граница регламентируется изотермой 100°С, т.е. располагается на глубине порядка 10 км; верхняя — на высоте 10-15 км под озоновым слоем, экранирующим ультрафиолетовое излучение Солнца, губительное для живого вещества.
Таким образом, толщина географической оболочки составляет 20-25 км и включает верхи земной коры, гидросферу, атмосферу и насыщающее их органическое вещество.
Особенности эволюции географической оболочки определяются в первую очередь темпами накопления свободной воды на поверхности планеты. Именно здесь в пограничной области процессы взаимодействия идут наиболее активно, создавая многообразие форм рельефа земной поверхности, очертаний континентальных, морских и океанических областей, разнообразие органического мира, наземных и подводных ландшафтов.
Динамика географической оболочки всецело зависит от энергетики земных недр в зоне внешнего ядра и астеносферы и от энергетики Солнца. Определенную роль играют также приливные взаимодействия системы Земля — Луна.
Проекция внутрипланетарных процессов на земную поверхность и последующее взаимодействие их с солнечным излучением в конечном счете отражается в формировании главных компонентов географической оболочки — верхов земной коры, рельефа, гидросферы, атмосферы и биосферы. Следовательно, для выявления закономерностей ее эволюции необходимо исследовать динамику эндогенного режима планеты, эволюции магматизма, свободной воды и рельефа земной поверхности. С появлением воды создаются предпосылки для формирования кислородной атмосферы Земли и развитой биосферы.
Современное состояние географической оболочки — результат ее длительной эволюции, начиная с возникновения планеты Земля. Правильное понимание процессов и явлений различного пространственно-временного масштаба, протекающих в географической оболочке, требует, по меньшей мере, многоуровенного их рассмотрения, начиная с глобального — общепланетарного. Вместе с тем исследование процессов такого масштаба до последнего времени считалось прерогативой геологических наук. В общегеографическом синтезе информация этого уровня практически не использовалась, а если и привлекалась, то довольно пассивно и ограниченно. Однако отраслевое подразделение естественных наук достаточно условно и не имеет четких границ. Объект исследований у них общий — Земля и ее космическое окружение.
В результате термохимических реакций, идущих в зоне внешнего ядра Земли образуются металлы, их окислы, летучие вещества и вода. Легкие продукты реакций и избытки тепла диффундируют под подошву каменной оболочки — перисферы. Из-за более низкой теплопроводности последней они не сразу прорвутся на поверхность планеты, а, скапливаясь под подошвой перисферы, формируют зону вторичного разогрева верхней мантии — астеносферу. Периодическая разгрузка астеносферы от избытков магматического материала, летучих и тепла в результате вулканизма сопровождается формированием в ней разуплотненного пространства. Вышележащая каменная оболочка перисферы, следуя уменьшающемуся объему, пассивно проседает над этими областями, образуя отрицательные формы рельефа на поверхности Земли. Области, где такого проседания не происходит, сохраняются в виде остаточных возвышенностей. Все это подтверждается приуроченностью трапповых провинций континентов к синеклизам платформ, тесной связью массовых платобазальтовых излияний с образованием океанических впадин в кайнозое (Орленок, 1985). Уменьшение объема Земли за счет уплотнения протовещества, диссипации водорода, других газов и продуктов диссоциации воды сопровождается сокращением радиуса планеты и площади ее поверхности. Согласно нашим расчетам, убыль массы за всю историю Земли составила примерно 4,2·10 25 г, что соответствует сокращению объема на 4,0·10 26 см 3 и радиуса на 630 км. Таким образом рельеф Земли отображает прежде всего уровни различного опускания сферы в ходе общей контракции. Этот процесс неравномерен как в пространстве, так и во времени. Неравномерные вдоль радиуса опускания сферы ведут к образованию разновысотных поверхностей выравнивания.
Иными словами, сокращение поверхности сжимающейся сферы достигается не всеобщим пликативным сжатием ее каменной оболочки, как это предполагалось Эли де Бомоном и Э. Зюссом, исходивших из модели первоначально огненно-жидкой Земли, а опусканием на разные уровни отдельных ее блоков. И в этом главное отличие “холодной” контракции от классической контракции Зюсса, помимо ее исходной посылки. Огибающая этих дискретных поверхностей равна по площади начальной поверхности Земли.
Сокращение поверхности Земли вследствие уменьшения ее объема и прогрессирующего уменьшения радиуса ведет к увеличению контрастности и глубины расчлененности рельефа твердой перисферы. Следовательно, размах амплитуды дифференцированности рельефа планеты прямо пропорционален ее возрасту и внутренней активности и обратно пропорционален экзогенному фактору, характеризующему интенсивность разрушения рельефа, что в конечном итоге определяется наличием или отсутствием свободной воды на поверхности планеты. Океанические впадины и континентальные блоки — это наивысшие гармоники контракции, образовавшиеся в ходе глобального сжатия сферы, каменная оболочка которой — перисфера, проседая над разуплотненными пространствами астеносферы, пассивно приспосабливается к уменьшающему объему шара. Впадины и возвышенности в пределах этих главных геотекстур гармоники сжатия более высокого порядка, наложившиеся в более поздние этапы развития Земли в ходе ее контракции.
Следы контракционной эволюции можно наблюдать на других планетах и звездах. Многократное гравитационное коллапсирование массивных звезд по мере выработки термоядерного горючего считается основой современной теории их эволюции. Энергетику горизонтальных движений в условиях Земли теоретики неомобилизма ищут в механизме мантийной конвекции. В условиях звезды такой механизм подтверждается наблюдениями и обоснован теоретически. На холодной и неоднородной планете, где преобладают гравитационные силы сжатия, существование такого механизма постулируется. Однако надежные доказательства его существования вряд ли могут быть найдены. Термодинамические условия на планетах и звездах различны, отсюда различна и динамика их внешних оболочек. Мобильность плазменной оболочки предопределена необходимостью переноса избытка тепла из недр звезды. Горизонтальная мобильность каменной оболочки планеты в условиях отсутствия сплошного атмосферного слоя не имеет удовлетворительного энергетического объяснения.
Когда и как образовалась земная гидросфера и каковы пути ее дальнейшей эволюции? Это оставалось вне внимания исследователей. Вместе с тем вода — главнейший итог эволюции протовещества. Ее постепенное (до рубежа между мезозойской и кайнозойской эрами) накопление на поверхности планеты сопровождалось вулканизмом и разноамплитудными нисходящими движениями перисферы. Это в свою очередь определило ход эволюции газовой оболочки, рельефа, соотношения площади и конфигурации суши и моря, а с ними и условий седиментации, климата и жизни. Иными словами, вырабатываемая планетой и выносимая на поверхность свободная вода по существу обусловила ход эволюции географической оболочки. Без нее облик Земли, ее ландшафты, климат, органический мир были бы совершенно иными. Прообраз такой Земли легко угадывается на безводной и безжизненной поверхности Венеры, отчасти Луны и Марса.
Рубеж мезозоя и кайнозоя, характеризуется ускорением выноса свободной воды на поверхность Земли в результате спонтанной дегидратации протовещества (Орленок, 1985). Внешним проявлением этого процесса явилась океанизация Земли. Это общепланетарный процесс, включающий дегидратацию, массовый вулканизм и опускание обширных сегментов перисферы. Стадия океанизации наступает в финале эволюции протопланетного вещества, а общая длительность этого процесса в условиях Земли определяется в 140-160 млн. лет. В ходе океанизации происходит формирование континентальных массивов, постепенное увеличение контрастности их рельефа. Скорость и объемы перемещения протовещества из астеносферы на поверхность Земли и последующая их дезинтеграция и размыв в период океанизации, по-видимому, были значительно выше, чем в доокеаническую эпоху.
Для предшествовавших этапов эволюции были характерны лишь более или менее равномерно распределенные по земной поверхности мелководные морские бассейны. Это подтверждается преимущественно мелководным обликом осадков палеозоя и мезозоя в пределах континентальных блоков, отсутствием широтной дифференциации климата и относительно слабой расчлененностью рельефа. В таких условиях темпы эволюции географической оболочки, включая накопление, перемещение и денудацию выносимого из астеносферы материала, были по меньшей мере на порядок менее интенсивными, чем в эпоху океанизации.
Современные темпы денудации земной поверхности, оцениваемые по объему и массе твердого стока, составляют примерно 0,8 км/10 7 лет. Они сохранились в среднем такими лишь в последние 60-70 млн. лет, т.е. после начала образования океанических бассейнов и обособления современных континентов. Ускорение процессов денудации вызывалось увеличением амплитуды рельефа и понижением базиса эрозии. Следовательно, за 60-70 ·10 6 лет мощность переработанной коры составила примерно 5-6 км.
В раннем фанерозое и докембрии скорость денудации слабо расчлененной земной поверхности была, вероятно, на порядок ниже, т.е. за 3,9·10 9 лет мощность переработанной коры составила примерно 31 км. Общая мощность дезинтегрированных и окисленных пород за 4·10 9 лет составила 35-37 км. Полученная оценка хотя и весьма приблизительна — сопоставима со средней мощностью земной коры, равной 33 км. Можно предположить, что граница Мохоровичича в ряде случаев представляет погребенную поверхность протопланеты, сложенную веществом возраста более 4·10 9 лет. Вся вышележащая толща сформирована вулканическим материалом, выброшенным из астеносферы на поверхность планеты. Дезинтеграция и окисление этого материала при взаимодействии с солнечным теплом, водой и биосферой совместно с процессами метаморфизма в ходе нисходящей ундуляции перисферы и создали наблюдаемое многообразие форм и состава земной коры — важнейшего элемента географической оболочки.
Важнейшим показателем внутренней активности планеты и эволюции географической оболочки является земная гидросфера. Длительное время существовали представления о постоянстве ее объема или небольших и равномерных поступлениях за геологическое время. Однако количественные оценки эндогенных поступлений и фотолитических потерь земной гидросферы показали, что до рубежа мезозоя и кайнозоя скорость выноса свободной воды на поверхность Земли была на порядок ниже, чем в последние 70 млн. лет.
До юры она составляла порядка 0,01 мм/1000 лет и в кайнозое более 0,1 мм/1000 лет, причем в последние 5 млн. лет достигла наивысшего значения — 0,6 мм/1000 лет (Орленок, 1985). Зная общую массу вулканического материала, можно определить количество воды принесенное вулканами на земную поверхность за 4·10 9 лет геологической активности. Поскольку переработке подвергалось протовещество, в котором содержится в среднем 5% воды, от общей массы вулканического материала 3,6·10 25 г — это составит 1,8·10 24 г. Потери на фотолиз за это время при средней скорости 7,0·10 15 г/год составили бы 2,8·10 24 г. Но это при условии, что площадь зеркала морей и праокеана была соизмерима с современной. Однако это более чем в 20 раз превышает общую массу воды переброшенной на поверхность Земли за время ее геологической активности. Отсюда мы получаем еще одно независимое свидетельство, что в докайнозойское время Мирового океана современных размеров не существовало на поверхности планеты, а общая площадь морских бассейнов была более чем на порядок меньше современной общей площади зеркала вод морей и океана. Только при таком соотношении суши и моря приведенное значение фотолитических потерь, которые зависят в первую очередь от площади, поверхность испарения должна быть уменьшена на порядок и более »1,4*10 23 г. Современный Мировой океан содержит 1,6*10 24 г. Общая масса вынесенной на земную поверхность воды оценивается величиной 4,0*10 24 г. Часть воды поступила невулканическим путем (по глубинным разломам, сольфатарам, фумаролам, ювенильные воды). За последние 70 млн. лет темпы выноса воды возросли более чем на порядок и составили 2,2*10 24 г. Таким образом, почти половина выработанной планетной воды поступила за период океанизации.
Итак, Мировой океан — молодое геологическое образование преимущественно кайнозойского возраста. Никогда ранее на Земле не было подобного глубоководного и обширного резервуара свободной воды. Тщетно искать следы древних океанов на современной суше — их там никогда не было. Об этом свидетельствует и преимущественно мелководный облик осадков палеозоя и мезозоя континентальных платформ и океанических котловин.
Расчеты показывают, что Земля еще в состоянии произвести около полутора объемов вод Мирового океана. При сохранении современных темпов дегидратации это займет еще примерно 80 млн. лет, после чего ресурсы протовещества будут выработаны и поступление воды на поверхность полностью прекратится. При отрицательном балансе водных поступлений и современных темпах фотолиза планета может полностью потерять водную оболочку через 20-30 млн. лет.
Каковы прогнозы эволюции географической оболочки на более близкую перспективу? При наблюдаемых темпах поступления эндогенной воды — 0,6 мм в 1000 лет — через 10 тыс. лет уровень океана поднимется на 6 м. Это неизбежно будет сопровождаться ускорением таяния полярных ледников Гренландии и Антарктиды. Их исчезновение повысит уровень в ближайшие тысячелетия еще на 63 м, что приведет к затоплению всей низменной суши, треть которой лежит на отметке ниже 100 м. Через 100 тыс. лет уровень моря поднимется еще на 60 м и достигнет +120-130 м. Под водой окажутся все равнины Земли. В дальнейшем подъем уровня воды замедлится, пока темпы фотолитических потерь не превысят темпы эндогенных поступлений. Согласно нашим расчетам, максимум океанизации достигнет в ближайшие сотни тысяч лет, а затем начнется падение уровня океана. Таким образом, океанизация — это финал новейшей эволюции планетарного вещества, а продолжительность его в условиях Земли составляет 140-160 млн. лет.
Анализ эволюции географической оболочки будет неполным, если не рассмотреть еще один ее компонент — атмосферу. Как и гидросфера, газовая оболочка Земли формировалась за счет дегазации и вулканизма из зоны астеносферы. В связи с этим следовало бы ожидать, что ее состав будет близок составу глубинных газов, т.е. она должна содержать Н2, СН2, NН3, Н2S, СО2 и др. Вероятно, таким состав атмосферы был бы в глубоком докембрии. С началом фотолиза паров выносимой воды в атмосфере образовались атомы водорода и свободный молекулярный кислород. Свободные атомы водорода поднимались в верхние зоны атмосферы и диссипировали в космос. Молекула кислорода достаточно велика, чтобы диссипировать, поэтому опускаясь в нижние зоны атмосферы, она становится ее важнейшим компонентом. Постепенно накапливаясь, кислород положил начало химическим процессам в земной атмосфере. Благодаря химической активности кислорода в первичной атмосфере начались процессы окисления глубинных газов. Образовавшиеся при этом окислы выпадали в осадок. Часть газов, в том числе и метана, осталась в коллекторах земной коры, дав начало глубинным залежам нефти и газа.
Фотолитическое образование кислорода атмосферы было основным процессом в начале эволюции Земли. По мере очищения от глубинных газов формировалась вторичная атмосфера на основе углекислоты и двуокиси азота, создавались условия для появления фотосинтезирующих сине-зеленых водорослей и бактерий. С их появлением процесс насыщения атмосферы кислородом значительно ускорился. При ассимиляции углекислоты зелеными растениями образовывался кислород, а почвенными бактериями — азот. По мере накопления свободной воды на поверхности Земли и появления многочисленных морских бассейнов происходит связывание СО2 атмосферы и химическое осаждение доломитов. Повсеместное интенсивное химическое доломитообразование, по Н.М. Страхову (1962), завершается в палеозое и замещается биогенным. Следовательно, в палеозое происходит постепенное уменьшение содержания СО2 в атмосфере и щелочного резерва в морских водах.
Неустойчивая вторичная атмосфера в конце палеозоя переходит в третичную, состоящую из смеси свободного азота и кислорода, причем количество кислорода продолжало накапливаться и в последующее время. Степень устойчивости этой современной атмосферы определяется массой планеты и характером ее взаимодействия с жестким солнечным излучением.
Земля непрерывно теряет газы с молекулярным весом менее 4, т.е. водород и гелий. Время полной диссипации атмосферного водорода при температуре газовой оболочки 1600 К составляет всего 4 года, гелия — 1,8 млн. лет, кислорода — 10 29 лет. Следовательно, постоянное присутствие в атмосфере водорода и гелия свидетельствует о непрерывном пополнении ими за счет глубинных газов. Диссипация начинается с высоты наибольшего разрежения атмосферы, т.е. примерно 500 км. Этот факт подтверждает действенность механизма фотолиза и эффективную потерю массы Землей (Ермолаев, 1975).
Таким образом, эволюция химического состава атмосферы происходила в тесной взаимосвязи с темпами накопления свободной воды на поверхности Земли и формированием морских седиментационных бассейнов. Вплоть до середины палеозоя (карбона), когда наземная растительность распространилась повсеместно, атмосферный кислород накапливался преимущественно фотолитическим путем. Начиная с карбона, этот процесс усилился за счет фотосинтеза. Изменение органического мира мезозоя и кайнозоя, по-видимому, обусловлено в немалой степени “кислородизацией” атмосферы.
В ходе эволюции географическая оболочка осваивалась и насыщалась органическим веществом. Адаптируясь к изменяющимся условиям, биосфера прошла длинный путь от простейших одноклеточных до сложных многофункциональных органических систем, венцом которых около 50 тыс. лет стал хомо сапиенс. “Человек, как всякое живое вещество, есть функция биосферы, — писал В.И. Вернадский, — а взрыв научной мысли в XX столетии был подготовлен всем прошлым земной биосферы”. Постепенная цивилизация человечества явилась не чем иным, как формой организации этой новой геологической силы на поверхности Земли. Хомо сапиенс как активный фактор географической оболочки, в отличие от остальной сосуществующей с ним биосферы, характеризуется наличием разума, а с точки зрения экологии разум — это высшая способность целесообразно реагировать на изменение внешних условий.
Из проведенного анализа также видно, что современный баланс суши и моря оказывается величиной непостоянной. Становится также понятным, что зарождение и развитие земной цивилизации пришлось на лучшую пору эволюции географической оболочки в смысле сбалансированности суши и моря, климатических условий, органического мира и т.д. Однако уже в ближайшее время цивилизации придется вести трудную борьбу с наступлением океана, приспосабливаться к новым условиям существования. Многие страны Средиземноморья и Европы начиная с XII века уже ведут эту борьбу, возводя дамбы и плотины на морских побережьях и в устьях рек. Будущее Земли еще в значительной мере зависит от ее внутренних ресурсов. А эти ресурсы, как мы видим, еще достаточно велики.