Процесс образования осадков находится в прямой зависимости от тектонического и географического режимов, что приводит в конечном итоге к появлению разнообразных осадочных пород. Могут быть выделены четыре этапа образования подобных пород: формирование осадочного материала, его перенос, накопление в бассейнах осадкообразования, преобразование осадка в породу; некоторые этапы могут выпадать из указанного ряда. При проведении географических исследований сохраняется именно такая последовательность/изучения процессов осадкообразования; при реконструкции палеогеографической обстановки исследования ведут в обратном направлении -- от изучения породы к выводам о возможных условиях накопления, переноса и образования первичного материала.

В настоящее время внешняя оболочка Земли (литосфера) сложена осадочными и вулканогенными породами, которые представляют собой достаточно однородный комплекс, в то время как осадки являются весьма разнородными; среди них можно выделять терригенные, хемогенные и биогенные осадки и космические частицы. В связи с этим следует отметить три основных источника материала, входящего в состав горных пород: литосферу (в зонах размыва), недра Земли (в зонах проявления вулканизма) и космос, равномерно «засеивающий» Землю космической пылью и более крупными обломками. Значительную роль в образовании осадков играют морские животные и растительные организмы.

Роль указанных источников в формировании осадков весьма различна, так же как резко неравномерно распределяются различные осадки по поверхности Земли. Основной областью накопления осадков является Мировой океан (70,8% поверхности Земли), на континентах (29,2% поверхности Земли) формируется значительно меньшая доля осадков, так как здесь широко развиты процессы размыва и переотложения ранее сформированных рыхлых образований. Состав атмосферы и гидросферы существенным образом сказывается на образовании обломочного материала и его переноса. В гидросфере идет накопление материала в растворенном виде, но никогда ни в атмосфере, ни в гидросфере не накапливаются твердые частицы.

ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДКОВ В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Согласно современным исследованиям, ежегодно в Мировой океан поступает следующее количество различного в генетическом отношении

материала (в млрд. т):

из литосферы 25,33

в том числе -- взвеси в речных водах 18,53;

в растворенном виде (соли, органические соединения, коллоиды) 3,20;

вынос льдами 1,50;

вынос ветром 1,60;

результат абразии 0,50

из недр Земли 3,00

из космоса до 0,08

Приведенные цифры показывают, что основную массу материала составляет твердое вещество, вынесенное с суши (из области размыва) в Мировой океан (в область осадконакопления), то, что называют «твердый сток». Ежегодный объем вулканогенного материала весьма приблизителен, несмотря на то что подсчет проводился по вулканам, действовавшим в период с 1500 года по наши дни; это преимущественно наземные вулканы и материал их извержений фиксировался главным образом на суше; вероятно, объем морских вулканогенных образований был значительно меньше, так как по современным наблюдениям ежегодно происходят лишь 2--3 подводных извержения. Однако в геологическом прошлом, даже недалеком, ситуация могла быть существенно иной. Космический материал играет незначительную роль.

Распределение твердого вещества в Мировом океане в идеальном случае должно быть связано прежде всего с механической (гранулометрической) дифференциацией, т. е. с приспособлением частиц осадка к динамическим условиям в среде осадконакопления. По мере удаления от берега в осадок переходят все более мелкий обломочный материал, а при равных размерах частиц -- все более легкий материал. Отсюда возникает представление о идеализированной схеме распределения осадков в морских бассейнах/По этой схеме (рис. 16) вблизи берега располагается зона терригенных илов, которую сменяет зона гемипе-лагических (переходных от терригенных к пелагическим) илов и, наконец, на наибольшем удалении от берега находится зона пелагических илов. В первой зоне преобладает терригенный, часто грубый материал, во второй -- мелкий терригенный материал находится в смеси с материалом пелагическим (хемогенным и биогенным), в третьей -- преобладает пелагический материал. Эта схема находит реальное отражение в ниркумконтинентальной (обрамляющей материки) зональности размещения различных типов осадков на поверхности дна. Так, терригенные обломочные осадки как и основные массы терригенного материала тяготеют к приконтинентальной области, к шельфу, геми-пелагические -- к периферии шельфа и континентальному склону, пелагические -- к центральным океанским областям.

Однако целый ряд факторов вносят изменения в идеализированную схему распределения осадков. Среди них следует назвать климат, рельеф прилегающей суши, рельеф морского дна, течения; особое место в этом ряду занимает вулканизм.

Климат. Специфическое сочетание тепла и влаги позволяет выделять климатические пояса Земли с разнообразными природными ландшафтами. Климатические зоны прослеживаются не только на континентах, но и в океанских акваториях. В 60-е годы Н. М. Страховым было установлено, что на континентах ведущим фактором литогенеза (осадкообразования и диагенеза) является климат; были выделены три зависящие от климата типа литогенеза -- ледовый, гумидный и аридный. Зональное распределение тепла и влаги в океанских акваториях находит отражение в характере испарения, в солености и температуре воды, а значит, в развитии течений, в распределении организмов и, наконец, в процессах осадкообразования. В 70-е годы А.П.Лисицын установил зоны литогенеза в Мировом океане, которые являются широтным продолжением континентальных зон -- гумидные (экваториальная и умеренные), аридные и ледовые (рис. 17). Естественно, различие океанских и континентальных ландшафтов определяет различие и в процессах образования осадков, но существуют факторы, действующие на континентах и одновременно находящие прямое отражение в областях океанской седиментации. Это выветривание, подготавливающее материал к транспортировке, и сама транспортировка.

Скорость формирования элювия в процессе выветривания тесно-связана с континентальной климатической зональностью и изменяется в широких пределах от ледовой и аридной зон к умеренной и экваториальной гумидным. В экваториальной зоне она в тысячи раз больше, чем в ледовой и аридной. Меняется и сам характер выветривания; в ледовой и аридной зонах происходит физическое выветривание, в гумидных зонах преобладает химическое выветривание. От зоны к зоне меняется объем новообразованного рыхлого материала, изменяется также его гранулярный и минеральный состав. В ледовой зоне главным образом развиты щебень, дресва, грубые пески, а тонкий илистый пелитовый материал представлен в малых количествах; в умеренной гумидной зоне наряду с грубым материалом присутствует и значительная доля пелитового материала; аридная зона характеризуется развитием песчано-алевритово-го и пелитового материала в почти равных количествах, в то время как в экваториальной гумидной зоне резко преобладает пелитовый материал (рис. 18).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 18. Распределение типов шельфовых осадков в зависимости от географической широты (климатических зон). По М. Хейсу (1976 г.)

1 -- известняки-ракушечники; 2 -- рифоген-ные известняки; 3 -- илы; 4 -- пески; 5 -- гравий и галька

Меняется по зонам и минеральный состав подготовленного к транспортировке материала. В ледовых и аридных областях сохраняются почти без изменений минералы исходных пород, много обломков горных пород, редки гидрослюды. В умеренных гумидных зонах наблюдаются изменения, связанные с активно идущими процессами химического выветривания: редко встречаются обломки горных пород, минеральные зерна несут следы выветривания (особенно хорошо это видно на зернах калиевых полевых шпатов), увеличивается доля гидрослюд и глинистых минералов. В экваториальной гумидной зоне эти преобразования проявляются наиболее ярко: нет обломков пород, без изменений сохраняются лишь такие устойчивые минералы, как кварц, магнетит, циркон; широко представлены гидрослюды, глинистые минералы, гидроокислы железа.

В различных климатических зонах доминируют разные транспортирующие агенты. В ледовых зонах это подвижные льды, в аридных -- ветер, в зонах гумидного климата основной транспортирующий агент --реки, а роль воздушного или ледового переноса ничтожно мала. Количество и состав осадочного материала, переносимого реками, зависит от интенсивности эрозии, а последняя определяется не только климатическими особенностями, но и характером коренных пород, рельефом местности и, что очень важно, растительным покровом, предохраняющим от размыва. Так, например, для территории СССР (зона умеренного гумидного климата) показано, что реки с мутностью воды менее 50 г/м3 типичны для тайги и тундры, 50--150 г/м3--для лесо-степей, 150--500 г/м3 --для степей, более 500 г/м3 --для различных горных районов. Эта же закономерность видна и на примере Южной Америки и Африки.

Основная часть материала, вынесенного реками, осаждается вблизи устьев, формируя огромные подводные конусы выноса. В гумидной зоне конусы выноса рек часто сливаются в единый пояс протяженностью в сотни километров. В зонах ледового литогенеза материал переносят только ледники, а в холодных частях умеренных зон -- кроме того морские и речные льды. В зонах аридного литогенеза преобладает эоловый перенос материала как местный, так и дальний в высоких слоях атмосферы. Поэтому основная масса материала, переносимого ветрами, достигает центральной части океана. Это определяет достаточно важную роль терригенного эолового материала в пелагических осадках.

Рельеф прилегающей суши. Обычно для прибрежной зоны моря характерны песчаные осадки, однако они часто уступают место как тонким илистым, так и грубым гравийно-галечниковым образованиям.

Формирование илистых отложений вблизи берега наблюдается в том случае, когда рельеф прилегающей суши равнинный. Илистые осадки наблюдаются в заливах и проливах, закрытых песчаными косами, но прежде всего в приустьевых участках прибрежной зоны, т. е. там, где крупные равнинные реки, впадающие в море, выносят большое количество тонкозернистого материала и где отсутствуют сильные морские течения.

Наличие грубых галечниковых образований характерно для прибрежных участков в зоне развития холмистого и, особенно, гористого рельефа. Бурные горные реки и абразионная деятельность самого моря поставляют в прибрежную зону моря массу грубого обломочного материала -- глыб, валунов, гальки, которые перемещаются вдоль берега волнами и образуют протяженные, но узкие лентовидные поля в волноприбойной зоне.

Рельеф морского дна. На дне океана выделяют несколько геоморфологических элементов: 1) подводную окраину материков, куда входят шельф, континентальный склон и его подножие, 2) переходную зону, включающую глубокие котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба, 3) ложе океана с котловинами и поднятиями, 4) срединноокеанские хребты.

Распределение осадков в указанных геоморфологических элементах дна подчинено циркумконтинентальной зональности, отражающей идеализированную схему распределения осадков. Микроформы рельефа дна существенно нарушают эту схему.

Шельфы -- наиболее ровные участки дна -- осложнены микроформами рельефа, имеющими часто субаэральное происхождение (Северное море, Яванское море и др.). Континентальный склон состоит из ряда ступеней и расчленен подводными каньонами. Континентальное подножие представляет собой наклонную равнину с холмами и долинами, часто с подводными каньонами, начинающимися на континентальном склоне. Ложе океана имеет замкнутые котловины с холмистым или выровненным дном, отделенные вытянутыми горными грядами; повсюду в пределах котловин наблюдаются одиночные горы (как правило вулканические).

Площадная дифференциация осадков по размерам слагающих их частиц определяется микрорельефом дна и гидродинамическими условиями морского бассейна, что особенно четко проявляется в прибрежной зоне шельфа. В поверхностных волнах вода испытывает как колебательное, так и круговое движение по вертикали. Но на глубине, равной половине длины волны, движение частиц весьма незначительно и им можно пренебречь. 3qHa волнового воздействия в океанах прослеживается до глубин около 100 м, во внутренних морях (Черное, Каспийское) до 25 м, в крупных озерах до 10 м, а в мелких до 1,5 м. Если дно находится в зоне воздействия волн, vo вода в придонной области имеет поступательно-возвратное движение в горизонтальной плоскости и переводит обломочный материал во взвешенное состояние. При затухании волнения взвешенной обломочный материал вновь осаждается, причем первыми опускаются на дно крупные частицы, а мелкие, находясь еще во взвеси, переносятся течениями в другие участки, где и осаждаются. Так постепенно в зоне воздействия волн накапливается грубый (псефитовый и псаммитовый) обломочный материал, а мелкообломочный перемещается на участки, расположенные вне зоны волнового воздействия.

Поверхность, определяющая нижнюю границу зоны волнового воздействия, в разных бассейнах находится на различной глубине, что связано с размером волн. Соответственно на разной глубине в морях находится и «иловая линия», т. е. линия пересечения морского дна с нижней границей зоны волнового воздействия. Иловая линия разделяет зоны развития песчаных и илистых осадков (рис. 19). Наличие в области развития илистых осадков подводных поднятий, в пределах которых глубина менее критической, приводит к появлению отмелей с песчаными осадками или органогенными карбонатными (устричные банки).

Течения. Почти вся масса воды в Мировом океане находится в состоянии непрерывного движения; застойные воды следует рассматривать как исключение из этого правила. Течения образуются в результате воздействия ветра на поверхность воды, смены приливов и отливов, изменения плотности воды в связи с изменением солености или температуры. Такие водные потоки отделяют илистый материал от песчаного на участках дна, расположенных ниже зоны волнового воздействия, или размывают дно.

Важным фактором осадконакопления в последнее время признают мутьевые (суспензионные) потоки --течения тонкодисперсных суспензий (взвесей) в воде, обладающей меньшей плотностью, чем суспензия. Начало потоку дают оползни, возникающие самопроизвольно или в связи с тектоническими движениями, на участках континентального склона. При движении осадок разжижается и оползни превращаются в мутьевые потоки, которые стекают главным образом по подводным каньонам и интенсивно размывают дно. В зоне континентального подножия скорость потока уменьшается и содержащийся в нем обломочный материал выпадает в осадок.

Вулканизм. С вулканами связано особое, эффузивно-осадочное накопление вулканического материала на дне морей и океанов, которое наблюдается в районах действия вулканов как подводных, так и наземных. Активные вулканы, как и находящиеся в сольфатарной стадии, являются источниками своеобразного осадочного материала -- рыхлых продуктов извержения лав (в том числе и пемзы), а также растворенных соединений.

Наземные вулканы -- главные поставщики пирокластического материала; наиболее грубые фракции накапливаются в непосредственной близости от очага извержения, тонкие -- преобладают на удалении в десятки и первые сотни километров от кратера (локальные выпадения) или в сотни и тысячи километров (тропосферные или стратосферные выпадения

Для подводных ьулканов не характерны взрывные извержения; продуктами извержения являются лавы, а пирокласты составляют не более 7%; все продукты извержения почти полностью выпадают локально. Особняком стоят базальтовые лавы, непрерывно формирующиеся на дне океанов в рифтовых зонах срединноокеанских хребтов из эндогенного материала, поднимающегося к поверхности. Именно здесь ежегодно формируется около 11 млрд. т (по другим данным до 60 млрд. т) базальтового вещества, что в десятки или даже сотни раз превышает количество подобного вещества, поступающего из вулканов за пределами срединных хребтов и соизмеримо с ежегодным твердым стоком с суши

2 ОБИТАНИЕ ОРГАНИЗМОВ В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Роль организмов, участвующих в процессах, протекающих в Мировом океане, весьма велика и многообразна. Известно, что вся толща воды (пелагиаль) населена пелагическими организмами, которые противопоставляются бентосным, обитающим на морском дне -- бентали. Среди пелагических организмов выделяют планктон -- пассивно плавающих в толще воды и нектон -- активно плавающих. Среди бентоса выделяют обитающих на грунте, зарывающихся и живущих в грунте.

Остатки пелагических и бентосных организмов являются существенным компонентом донных осадков. Кремнезем, карбонат кальция, органическое вещество производят морские организмы, особенно планктонные. Такие вещества называют биогенными (имеющими биологическое происхождение). Но далеко не вся масса этих соединений опускается на дно и попадает в осадок. Большая часть органических соединений разрушается, неорганические переходят в раствор и повторно используются организмами.

Сохранение карбонатных соединений в океане зависит от глубины; глубже 4--4,5 км (критическая глубина) вода содержит свободную угольную кислоту, которая растворяет известковые скелеты отмерших морских организмов и они не сохраняются в осадках. Биогенный кремнезем тоже растворяется в воде, но гораздо медленнее, причем растворимость кремнезема, вероятно, не изменяется с глубиной.

Не менее велика роль организмов в осаждении взвешенных частиц. Правда, такой взвеси в океане немного (обычно менее 3--4%) и она представлена в основном биогенным, а также терригенный материалом. Среди зоопланктона широко развиты фильтрующие организмы, которые в сутки улавливают до 10 млрд. т взвеси и могут профильтровать весь объем наиболее заселенных вод на глубинах от 0 до 500 м за 20 суток. Иначе говоря, терригенная и биогенная взвесь из океанской воды извлекается мгновенно, эти частицы входят в состав фекалий и опускаются на дно.

Морские бентосные животные, укрываясь в грунтах или извлекая из них пищу, изменяют осадки. Уничтожается слоистость, нарушается сортировка зерен, измельчается и частично растворяется материал, осадок обесцвечивается и в нем уменьшается количество органического вещества. Все это способствует началу цементации и влияет на ход диагенеза.

В современной морской биологической системе организмы взаимодействуют друг с другом и образуют в Мировом океане биоценозы, т. е. сообщества тесно связанных между собой организмов, находящихся в условиях устойчивого биологического равновесия и занимающие определенный участок дна (бентосные биоценозы) или объем водной массы (планктонные биоценозы), называемые биотопами. Среди организмов, входящих в различные биоценозы, можно выделить две группы: продуценты -- организмы, синтезирующие органические вещества из минеральных компонентов (различные водоросли и реже высшие растения), и консументы, питающиеся готовым органическим веществом, в первую очередь растительного происхождения. Основными связями в биоценозах являются пищевые (трофические): растения создают первичное органическое вещество, которое многократно используется в пищевых цепях и лишь в небольшом количестве захоранивается в толще донных осадков.

Характер жизнедеятельности организмов и их распределение в водах Мирового океана связаны с климатической, циркумконтиненталь-ной и батиметрической зональностью. Климатическая зональность проявляется наиболее четко в поверхностных слоях воды, где освещенность, температура, соленость, течения, приводящие к перераспределению в воде кислорода и питательных минеральных веществ, изменяются от полюсов к экватору. Циркумконтинентальная зональность связана с влиянием материков на океан и находит выражение в распределении течений, количестве взвеси, определяющей, в частности, проникновение света на глубину, характере грунта. Батиметрическая зональность связана с освещенностью, температурой, давлением, течениями, характером грунта. Можно видеть, что факторов, влияющих на образ жизни пелагических и бентосных организмов, относительно немного.

Освещенность. Степень проникновения солнечного света в толщу воды прежде всего сказывается на развитии растений, так как световая энергия необходима для фотосинтеза. Уменьшение количества этой энергии лимитирует развитие растений и тем самым снижает количество пищи, используемой консументами, а также меняет глубину компенсационной точки --освещенности, при которой уравновешены производство и потребление самими растениями органических веществ. Максимальная освещенность наблюдается в тропических и экваториальных зонах, в то время как в полярных областях низкое положение солнца над горизонтом, ледовый покров, полярная ночь приводят к резкому уменьшению количества света, проникающего на глубину. В спокойных, чистых водах на экваторе компенсационная точка может находиться на глубине 100 м, что, правда, наблюдается крайне редко. Поэтому распространение как планктонных, так и бентосных водорослей ограничивается глубиной 100 м, хотя обычно эта глубина бывает гораздо меньше, так как терригенная взвесь и планктон резко снижают прозрачность воды.

Соленость. Организмы существуют в природных водах практически любой солености от слабоминерализованных до вод с соленостью в 300--320%о. Большинство организмов, обитающих в море, приспособилось к жизни в водах с соленостью 35--36%0, поэтому указанная соленость называется «нормальной», а организмы -- стеногалинными (от греч. стенос -- узкий, галс -- соль). Изменение солености в ту или другую сторону приводит к резкому сокращению видового разнообразия, к разрушению биоценозов и освобождению биотопов (рис. 20).

Рис. 20. Изменение числа видов морских животных, обитающих в восточной части Северного моря и в Балтийском море, в связи с уменьшением солености воды. По Л. А. Зенкевичу (1951 г.), с упрощением

Цифры на схеме -- число видов. Соленость (%): / -- 30--35; 2 -- 20--30; 3--10-- 20; 4 -- 0--10

В этих условиях немногие приспособившиеся к изменившейся солености организмы развиваются в массовых количествах. Они получили название эвригалинных (от греч. эурис--широкий, галс -- соль).

Температура. Температура поверхностных вод меняется по широтам от -- 1,5°С до +28 °С и более. Для умеренных зон типичны наибольшие сезонные колебания температуры, приводящие к изменению плотности воды, появлению вертикальной циркуляции, что ведет к обогащению поверхностных слоев минеральными питательными веществами. С глубиной температура понижается и остается постоянной, не превышая +2,5 °С. Указанные температуры не являются критическими для организмов. Однако большая часть растений и животных предпочитает теплые воды, что определяется прежде всего повышением жизненной активности в условиях достаточно высоких температур. Влияние температуры на различные стороны жизни организмов несомненно, но и сами организмы имеют возможность приспосабливаться к температурным изменениям. Это позволяет делать вывод, что температуру вряд ли можно рассматривать как фактор, ограничивающий распространение видов.

Питание. Для растительного планктона -- фитопланктона в освещенном слое важным фактором развития является наличие солей, количество которых на глубине весьма велико, но которые в силу расслоения толщи воды не всюду могут быть подняты к поверхности. Благоприятные условия для подъема глубинных вод наблюдаются в областях активной вертикальной циркуляции в зонах умеренного климата, где значительные сезонные колебания температур приводят к изменению плотности воды и таким образом к возникновению вертикальных потоков, а также на участках выхода к поверхности потоков вод с глубины (апвеллинги). В таких зонах активно формируются первичные звенья пищевых цепей, широко развиваются разнообразные коисументы.

Характер грунта. Распределение бентоса по дну в значительной степени зависит от характера грунта и источника питания. Рассматривая грунт как субстрат, следует выделять каменистые (скальные, галечниковые, гравийные) грунты, где обитают бродячие, прирастающие, сверлящие и реже зарывающиеся формы; здесь условия обитания мало разнообразны и беден набор жизненных форм организмов. Песчаные 52 грунты наиболее благоприятны для животных разного образа жизни: от бродячих до зарывающихся постоянно или временно, в случае необходимости. Мягкие илистые грунты менее благоприятны для расселения организмов, кроме зарывающихся; они требуют дополнительных приспособлений для сохранения положения тела (или части тела) над илистым дном. Грунт следует рассматривать и как источник пищи; в осадке достаточно много органического вещества, содержание которого обычно увеличивается в ряду пески -- илы.

Газовый режим. Из растворенных в морской воде газов наиболее влияют на расселение организмов кислород, сероводород и углекислый газ. Морская вода получает кислород главным образом из воздуха, но немаловажную роль играет и кислород, производимый растениями в освещенной зоне. Содержание кислорода, необходимого организмам для дыхания, зависит от температуры и характера циркуляции вод. В водах полярных морей его в два раза больше, чем тропических, а в областях хорошо выраженной вертикальной циркуляции на глубинах в 2 км и более кислорода в воде не меньше, чем у поверхности. В бассейнах, отделенных от общей океанской циркуляции, таких, как Черное море, глубинные воды обычно бедны кислородом, зато насыщены сероводородом, образующимся при гниении органического вещества. Углекислый газ поступает в воду из атмосферы и как продукт жизнедеятельности организмов. Частично этот газ превращается в угольную кислоту, наличие которой в воде существенно влияет на процессы карбонатного осадконакопления, частично усваивается растениями.

3 ПРОИСХОЖДЕНИЕ И РАЗВИТИЕ БИОСФЕРЫ
Существование всех живых организмов неразрывно связано с окружающим миром. В процессе своей жизнедеятельности живые организмы не только потребляют продукты окружающей среды, но и коренным образом преображают природу. В естествознании изучение жизни как целостного феномена в его тесной связи с окружающей природой получило название учения о биосфере.

Термин «биосфера» был введен в научный оборот австрийским геологом Эдуардом Зюссом, который подразумевал под ним совокупность живых организмов, обитающих на нашей планете. В этом его значении понятие «биосфера» не принимало во внимание обратного воздействия биосферы на окружающую среду.

Постепенно, на основе наблюдений, экспериментов и опытов, ученые приходят к убеждению, что живые организмы также оказывают воздействие на физические, химические и геологические факторы окружающего мира. Результаты их исследований незамедлительно сказались при изучении общих проблем воздействия биотических (живых) факторов на абиотические (физические) условия. Так оказалось, например, что состав морской воды во многом определяется активностью морских организмов. Растения, живущие на песчаной почве, значительно меняют ее структуру. Живые организмы контролируют даже состав нашей атмосферы. Все эти примеры свидетельствуют о наличии обратной связи между живой и неживой природой, в результате которой живое вещество в значительной мере меняет лик нашей планеты. Таким образом, биосферу нельзя рассматривать в отрыве от неживой природы, от которой она, с одной стороны, зависит, а с другой - сама воздействует на нее. Поэтому в современной науке под биосферой понимается совокупность всех живых организмов вместе со средой обитания, в которую входят: вода, нижняя часть атмосферы и верхняя часть земной коры, населенная микроорганизмами. Два главных компонента биосферы - живые организмы и среда их обитания - непрерывно взаимодействуют между собой и находятся в тесном, органическом единстве, образуя целостную динамическую систему.

Развитие биосферы Земли можно рассматривать как последовательную смену трех этапов. Первый этап - восстановительный - начался еще в космических условиях и завершился появлением на Земле гетеротрофной биосферы.

Можно предположить, что ранняя Земля первоначально была холодным телом, окруженным разреженной восстановительной атмосферой - смесью метана, аммиака, паров воды при общем давлении не более 1 -10 мм рт. ст. Температура поверхности достигала примерно -50 - 60° С, так что вода ледяным покровом окружала литосферу. Под действием солнечных и космических частиц, проникавших через разреженную атмосферу, происходила ее ионизация: атмосфера находилась в состоянии холодной плазмы. Атмосфера ранней Земли была насыщена электричеством, в ней вспыхивали частые разряды. В таких условиях шел быстрый и одновременный синтез разнообразных органических соединений, в том числе и весьма сложного состава. Эти соединения (как и те, что попали на Землю в уже готовом виде из космоса) представляли собой подходящее сырье, из которого на следующей стадии эволюции могли образоваться белки и нуклеотиды.

Низкая температура и холодная атмосфера плазмы создавали условия для успешного протекания процессов полимеризации. Возникшие биополимеры стали предшественниками тех, из которых потом строилась жизнь. Их образование протекало в атмосфере, откуда они выпадали на ледяной покров Земли, накапливаясь в нем. В условиях гигантского естественного холодильника они хорошо сохранялись до лучших времен.

Радиоактивный разогрев недр Земли пробудил тектоническую деятельность, заработали вулканы. Выделение газов уплотнило атмосферу, отодвинув границу ионизации в ее верхние слои. Растаял ледяной покров, образовав первичные водоемы. Разморожение активизировало химическую деятельность накопленных биополимеров, углеводов, жиров. Они претерпевали самосборку, образуя стабильные микросферы (коацерватные капли), произошел скачок, характерный для самоорганизации вещества, образовался протобионт - молекула РНК, отвечавшая сразу за две основные функции живой системы: обмен веществ и воспроизводство материальных основ этой системы.

На первом этапе развития биосферы появились малые сферические анаэробы (организмы, живущие при отсутствии кислорода) и прокариоты (организмы, лишенные оформленного ядра), физиологические процессы которых основывались не на кислородном окислении, а на брожении. Они начинают производство свободного кислорода, что приводит к окислительным процессам на земной поверхности и в океане. Это были гетеротрофные организмы, пищей для которых служили ранее накопленные органические соединения, растворенные в водах первичного океана. Таким образом, очевидно, первичная биосфера ограничивалась водной средой. Длительность ее существования была в геологических масштабах невелика, так как первичные гетеротрофные организмы, обладая свойствами живого вещества, быстро размножились и, естественно, быстро исчерпали свою питательную базу. Поэтому, достигнув максимальной биомассы, они должны были вымереть или перейти к автотрофному фотосинтетическому способу питания. Этот новый способ питания благоприятствовал быстрому расселению организмов у поверхности первичных водоемов. Но первичная поверхность Земли, лишенная свободного кислорода, подвергалась ультрафиолетовому излучению Солнца. Поэтому, возможно, первичные фотохимические организмы использовали радиацию в ультрафиолетовой области спектра. Только после возникновения озонового экрана в связи с появлением свободного кислорода как побочного продукта того же фотосинтеза автотрофный фотосинтетический процесс начал использовать излучение в видимой части солнечного спектра.

Первичные гетеротрофные микроорганизмы обитали в древних водоемах лишь некоторое время. Затем их оттеснили фотоавтотрофные организмы, создавшие свободный кислород, который стал смертельным ядом для гетеротрофов. Можно предполагать, что в раннем океане происходила борьба между первичными и вторичными организмами, которая завершилась победой автотрофов. Это составило содержание второго этапа эволюции биосферы - слабоокислительного, главным результатом которого стало появление фотосинтеза.

Но процесс насыщения атмосферы кислородом шел крайне медленно. Так, содержание кислорода в одну тысячную долю современной концентрации было достигнуто лишь около 1,2 миллиарда лет назад. Но уже этого оказалось достаточно, чтобы в составе биосферы (пока только в океане) появились первые эукариоты, жизнедеятельность которых была основана на кислородном дыхании. Начинается окислительный этап эволюции биосферы.

В естествознании существует понятие «точка Пастера» -такая концентрация свободного кислорода, при которой кислородное дыхание становится более эффективным (примерно в 50 раз) способом использования внешней энергии Солнца, чем анаэробное брожение. После перехода через точку Пастера преимущество получают организмы, способные к кислородному дыханию. Этот критический уровень равен примерно 0,01 от современного значения. Этот рубеж Земля перешагнула, по разным данным, 2,5 - 0,6 миллиарда лет назад. Затем, за каких-нибудь пару сотен миллионов лет, насыщенность атмосферы Земли кислородом достигла современного уровня и произошел настоящий биологический взрыв - в океане появились не только новые многоклеточные эукариоты, но и практически все типы животных.

Около 400 миллионов лет назад, когда концентрация свободного кислорода достигла 10 процентов от современной, возник озонный экран, предохраняющий живое вещество от жесткого излучения, и жизнь вышла на сушу. Как только это случилось, резко возросла интенсивность реакций фотосинтеза, а следовательно, и поступление кислорода в атмосферу. Благодаря этому уже за 100 миллионов лет был достигнут современный уровень концентрации кислорода в 21 процент. После этого ситуация с кислородом сделалась близкой к равновесию. За это время появились папоротники, хвощи, семенные папоротники. Развитие наземной растительности и образование почв создало предпосылки для выхода на поверхность континента животных. В результате эволюции растительного мира в мезозойской эре возникли леса хвойных и цветковых растений, полные жизни.

В процессе формирования биосферы, примерно 1 млрд. лет назад произошло разделение живых существ на два царства -растений и животных. Как считает большинство биологов, различие между ними нужно делать по трем основаниям: 1) по структуре клеток и их способности к росту; 2) по способу питания; 3) по способности к движению.

При этом отнесение живого существа к одной из этих частей следует проводить не по каждому отдельному основанию, а по совокупности всех трех. Это связано с тем, что между растениями и животными существуют переходные типы, которые обладают свойствами той и другой группы. Так, например, кораллы, моллюски, речная губка всю жизнь остаются неподвижными, как растения, но по другим признакам их относят к животным. Существуют насекомоядные растения, которые по способу питания относятся к животным. В биологии известны также переходные типы живых организмов, которые питаются как растения, а двигаются как животные. В настоящее время на Земле существует 500 тыс. видов растений и 1,5 млн. видов животных, в том числе позвоночных - 70 тыс., птиц - 16 тыс., млекопитающих - 12540 видов.

Формирование и развитие биосферы предстает как чередование этапов эволюции, прерываемых скачкообразными переходами в качественно новые состояния. В результате при этом образовывались все более сложные и упорядоченные формы живого вещества. В истории биосферы бывали временные остановки прогрессивного развития, но они никогда не переходили в стадию деградации, поворота развития вспять. Чтобы убедиться в этом, достаточно посмотреть на основные вехи в истории развития биосферы:

- появление простейших клеток-прокариотов (клетки без ядра);

- появление значительно более организованных клеток-эукариотов (клетки с ядром);

- объединение клеток-эукариотов с образованием многоклеточных организмов, функциональная дифференциация клеток в организмах;

- появление организмов с твердыми скелетами и формирование высших животных;

- возникновение у высших животных развитой нервной системы и формирование мозга как органа сбора, систематизации, хранения информации и управления на ее основе поведением организмов;

- формирование разума как высшей формы деятельности мозга;

- образование социальной общности людей - носителей разума.

Вершиной направленного развития биосферы стало появление в ней человека. В ходе эволюции Земли на смену периоду геологической эволюции пришел период геолого-биологический, который с появлением человека уступил свое место периоду социальной эволюции. Самые крупные изменения в биосфере Земли наступили именно в этот период. Появление и развитие человека ознаменовало переход биосферы в ноосферу - новую оболочку Земли, область сознательной деятельности человечества.

Жизнь на Земле зародилась еще в катархее, т. е. более 3 млрд. лет назад. И это повлекло за собой весьма существенные качественные преобразования в географической оболочке. Жизнь на Земле появилась не случайно. Она была обусловлена всем ходом планетарного развития. В этом весьма значительную роль сыграли процессы дифференциации первичного земного вещества, которые привели к образованию земной коры, атмосферы и гидросферы.

Эволюция органических соединений от простейших углеводородов, возникших абиологическим путем, до их высокополимерных соединений вначале происходила в древней атмосфере под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца и электрических разрядов, а позднее продолжалась в гидросфере. Здесь возникли высокомолекулярные соединения и комплексы, которые приобрели такие основные признаки живого вещества, как возможность обмена веществ, способность размножения, реакция на внешние раздражители. Отсутствие свободного кислорода в атмосфере обусловило анаэробный характер энергетического обмена первичных организмов. Эти организмы в ископаемом состоянии не сохранились. Предполагается, что вряд ли они были похожи на вирусы или бактерии, имеющие довольно сложное строение. Скорее всего они напоминали современные ультрамикробы -- существа, лишенные оболочки и клеточного ядра, размножающиеся делением.

Живые организмы возникли в водной среде, так как облегчила обмен веществ и служила основным компонентом живого вещества. Кроме того, водная среда являлась наиболее теплоемкой системой. В ней равномерно протекали колебания температур, в то время как на земной поверхности температуры могли изменяться в широком диапазоне, а это отрицательно сказывалось на развитии простейших организмов.

С течением времени ведущее положение заняли организмы, обладающие способностью продуцировать органическое вещество из углекислоты и воды под действием солнечного света, т. е. возникли формы, обладающие фотосинтезом. Другая часть организмов сохраняла прежние формы питания, используя те органические соединения, которые возникали путем фотосинтеза. Таким образом произошло разделение органического мира на царство растений и животных.

В осадочных породах архея и раннего протерозоя обнаружены многочисленные следы жизнедеятельности древнейших организмов. В породах Южной Африки с возрастом 3,1 -- 3,4 млрд. лет распространены изолированные палочки длиной 0,45--0,7 мкм и диаметром 0,18--0,22 мкм, нитеподобные образования, шаровидные, дисковидные и многоугольные оболочки однолетних водорослей (акритархи). В породах с возрастом 2,9 млрд. лет встречены продукты жизнедеятельности цианофитов (синезеленые водоросли) и бактерий (строматолиты и онколиты). В более молодых отложениях рифея нередко встречаются строматолиты, причем их остатки образуют тела, весьма похожие на рифы.

Биосфера в архее была тонкой и прерывистой. Жизнь существовала только в водной среде, в условиях теплого климата. Обширные пространства суши вследствие значительных суточных температурных контрастов (ввиду маломощности атмосферы архея сильно сказывалась разница в температурах дня и ночи) были лишены жизни и представляли собой биологические пустыни. Масса живого вещества в архее была небольшой, о чем свидетельствует малый объем органогенных пород этого возраста.

Появление многоклеточных организмов было связано с постепенным увеличением содержания кислорода в атмосфере и гидросфере. Переход от брожения к кислородному дыханию у многоклеточных сопровождался выигрышем энергии в 15 раз и более. Благодаря жизнедеятельности бактерий и синезеленых водорослей стали возникать органогенные породы. Фитосинтезирующая деятельность водорослей способствовала появлению в атмосфере и гидросфере свободного кислорода.

Ландшафты архейского возраста были однообразные. В это время существовали линейно вытянутые горные цепи, горные массивы, плато и выровненные возвышенности. Увеличение площади суши, возрастание контрастности рельефа и уменьшение притока внутриземного тепла, постепенный рост объема мощности и плотности атмосферы, возникновение озонового экрана способствовали первой, слабой дифференциации климата. Можно только предположить, что на фоне высокого температурного режима существовали области как с высоким увлажнением, так и с дефицитом влаги.

Природные условия протерозойской эры. Как уже упоминалось, в протерозое сформировались все ныне известные платформы и щиты. В середине протерозоя древние платформы были объединены в один суперконтинент Мегагею. В рифее все платформы южного полушария были объединены в один материк Гондвану, а платформы северного полушария (Северо-Американская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайская) составляли материк Лавразию.
Платформенные области длительное время сохраняли большую тектоническую подвижность, и рельеф их оставался достаточно контрастным и динамичным. Довольно интенсивно происходили процессы размыва, переноса и аккумуляции осадков. На выровненных приподнятых участках под воздействием экзогенных процессов возникли довольно мощные коры выветривания что объясняется существованием высоких температур большого количества влаги и свободного кислорода в атмосфере. Благодаря деятельности водорослей в протерозое атмосфера и гидросфера обогатились свободным кислородом, возник озоновый экран, предохранявший Землю от жесткой радиации. Высокое содержание углекислоты в атмосфере повлияло на формирование парникового режима на земной поверхности. Климат, как и в настоящее время, был в основном обусловлен солнечной радиацией. Увеличение площади материков привело к разделению климата на морской и континентальный.
Наряду с показателями влажных и жарких условий в протерозойскую эру встречаются индикаторы аридного и даже холодного типов климата. Имеющиеся немногочисленные фактические данные позволяют считать, что эпохи господства аридного климата в определенные отрезки времени сменялись гумидными. Обращает на себя внимание присутствие среди толщ протерозоя типичных ледниковых образований -- тиллитов. Они обладают всеми чертами современных морен и встречаются наряду с такими неоспоримыми показателями деятельности льда, как отполированные ложа, «курчавые скалы», «бараньи лбы», эрратические валуны, ледниковые штриховки и т. д.
Наиболее древние образования, напоминающие тиллиты. встречаются среди архейских толщ в пределах Канадского щита и в юго-западной части Австралии. Однако достоверных следи возможного оледенения такого древнего возраста до сих пор к обнаружено.
Одно из первых оледенений в истории Земли произошло около 2,5 млрд. лет назад в протерозое. Следы этого оледенения найдены в Южной Африке. Они представлены сильно переработанными отложениями горных ледников. Один из крупнейших ледников располагался в Канаде.
Более молодые ледниковые отложения имеют возраст 700 -- 800 млн. лет. В Экваториальной Африке в позднем рифее обнаружены два ледниковых горизонта. Оледенением, возраст которого оценивается в 740 -- 780 млн. лет, была охвачена территория Анголы, Замбии, Намибии и ЮАР. Близкий возраст имеют ледниковые образования Австралии, распространенные от южных до северо-западных частей этого материка.
Тиллиты обнаружены и в Европе, но они моложе. Их возраст 550 -- 670 млн. лет. Близкий возраст имеют тиллиты Западной Африки, Австралии, Южного и Центрального Китая. Это позволяет предполагать, что в конце рифея на Земле установились довольно холодные условия и обширные территории покрывались мощными ледниковыми толщами.
На основании встречающихся пачек осадочных пород, переслаивающихся с тиллитами, можно предполагать, что ледниковые эпохи неоднократно сменялись межледниковыми и, следовательно, в этом отношении между четвертичным, раннепротерозойским и тем более вендским оледенениями практически отсутствуют какие-либо различия. Следовательно, ледниковые горизонты протерозоя должны были образоваться в результате действия принципиально тех же геологических процессов, что и моренные и генетически связанные с ними отложения в период четвертичного оледенения.
Итак, в протерозое имели место оледенения, однако в течение большей части этого времени на Земле было довольно жарко. Доказательства жаркого аридного климата встречаются в рифее. Это красноцветные континентальные карбонатные песчаники с трещинами усыхания, дюнной косой слоистостью, ветровой рябью и следами ветровой эрозии на поверхностях напластований. Наряду с ними встречаются толщи, сформированные в обстановке обильного увлажнения, -- разнообразные аллювиальные (пойменные, дельтовые) отложения с характерной косой слоистостью, каолинитовые глины, кварцевые пески и т. д.
Несмотря на климатическую дифференциацию, особенно в конце протерозоя, надо признать, что по сравнению с современной эпохой на Земле в те далекие времена климат был однообразнее. Это объясняется небольшой толщиной амосферы, высоким содержанием в ней углекислого газа и значительной площадью океанов и морей. Парниковый режим определял существование высокой среднегодовой температуры. В позднем рифее среднегодовые температуры, судя по характеру карбонато-накопления (обилие рифогенных толщ), широкому развитию кор выветривания, своеобразных организмов, а также данным определения абсолютных значений температур методом изотопной и магнезиальной палеотермометрии, были довольно высокими. Исходя из соотношения тяжелого и легкого изотопов кислорода в кремнистых и карбонатных породах протерозоя, средняя температура земной поверхности составляла 50--60°С а снизилась до 40°С.

Все возрастающие процессы фотосинтеза привели к значительному обогащению атмосферы и гидросферы свободным кислородом. Это в свою очередь отразилось не только на развитии биологических процессов, но и на процессах выветривания и осадконакопления. Сокращается объем формирования железных руд, и места их образования постепенно смещаются в прибрежные и даже на континентальные участки. Появление атмосферного кислорода обусловило переход этих соединений в окисные формы и резко ограничило миграционные способности железа и марганца. Постепенно сократились площади доломитообразования, и в конце протерозоя они сместились в области с сильно засушливым климатом.

В растительном царстве рифея господствовали водоросли (главным образом синезеленые). Животное царство было гораздо менее обильным, но характеризовалось довольно значительным разнообразием в систематическом отношении.

Наиболее многочисленной группой организмов в течение всего протерозоя были бактерии, принимавшие активное участие в процессах разложения, окисления и даже аккумуляции разнообразных веществ. Активное участие бактерий в породообразовании способствовало широкому распространению различных железистых пород, в том числе и осадочных железных руд, графитовых сланцев, высокоуглеродистых и высокоглиноземистых горных пород. Вероятно, не последняя роль в процессах выветривания горных пород принадлежала микроорганизмам.

В течение протерозойской эры развивались основные группы водорослей -- от примитивных синезеленых до более высокоорганизованных. Они играли ведущую роль в постепенном удалении из атмосферы углекислого газа и увеличении свободного кислорода. Велика их породообразующая роль, особенно в рифее, когда широким распространением пользовались разнообразные водорослевые известняки и доломиты. Из рифейских отложений известны многочисленные строматолиты, онколиты и катаграфии -- известковые и доломитовые стяжения, возникшие в результате жизнедеятельности водорослей.

Строматолиты -- это различной величины слоистые стяжения в виде наростов, имеющие караваеобразную и столбообразную формы. Онколиты -- это концентрические желваковые образования, а катаграфии -- стяжения неправильной формы без слоистости в виде комков. Концентрическое строение строматолитов и онколитов вызвано, вероятно, сезонным развитием водород, подобно кольцам нарастания у современных деревьев умеренного пояса. Известь откладывалась вокруг нитей и клеток колоний.

До недавнего времени о жизни в докембрии могли судить только по остаткам разнообразных водорослей, грибов, бактерий.

Остатки медузовидных кишечнополостных, обнаруженные в вендских отложениях на побережье Белого моря (по М.А. Федонкину)

Возникшие в последние годы биохимические и палеонтологические направления позволили обнаружить многочисленные остатки организмов в докембрийских породах. В наиболее молодых комплексах рифейских образований были обнаружены остатки древнейших многоклеточных животных. Уникальность этой фауны состоит в том, что она, обладая значительным разнообразием, была представлена организмами, у которых полностью отсутствовали минеральные скелетные образования.

В настоящее время бесскелетная фауна позднего докембрия обнаружена в районе Эдиакара в Южной Австралии (поэтому вся древнейшая фауна часто называется эдиакарской), в Великобритании, на юго-западе Африки и Ньюфаундленде, в СССР -- в Подольском Приднестровье и Карелии.

Эдиакарская фауна состояла в основном из кишечнополостных -- медузоподобных, червей, членистоногих и организмов систематическое положение которых пока не ясно. Она сыграла большую роль в развитии органического мира, являясь предшественником скелетной фауны, хотя прямого и непосредственного продолжения в палеозойскую эру все же не имела. Как считают многие исследователи, эдиакарская фауна скорее всего была побочной ветвью эволюции организмов.

Советский палеонтолог М. А. Федонкин на берегу Белого моря обнаружил огромное количество вендской бесскелетной фауны. Эти организмы представлены свободноплавающими бентосными (донными) формами размерами от нескольких миллиметров до 30 см.

Одной из особенностей вендской фауны является наличие среди многоклеточных форм ископаемых остатков, напоминающих личинок современных беспозвоночных. В толще вендских пород были найдены остатки, очень похожие на личинки трилобитов и иглокожих, но все они имели размеры крупнее, чем те, которые обнаружены в более молодых осадках.

Органический мир протерозоя в основном развивался в морской среде. Отсутствие у организмов позднего протерозоя твердого скелета, возможно, было вызвано высоким содержанием углекислоты в атмосфере и гидросфере. Это приводило к резкому увеличению растворимости извести и затрудняло ее извлечение из воды.

Ландшафты протерозоя, особенно в рифейское время, по сравнению с архейскими более дифференцированы. Хотя насыщенность ландшафтов организмами возросла, мощность биосферы оставалась небольшой, и она не имела повсеместного распространения. Суша в биологическом отношении представляла собой пустыню.

Таким образом, палеогеографические условия протерозоя даже для конечных этапов рифея и венда вырисовываются в довольно общих чертах. К концу протерозоя содержание кислорода в атмосфере увеличилось и составило 1--2%, образовался озоновый экран, который существенно уменьшил жесткую ультрафиолетовую радиацию, резко повысилась соленость океанических вод и возникла климатическая зональность.

Список использованной литературы

мировой океан осадок организм биосфера

1. В.Е. Хаин, Н.В. Короновский, Н.А. Ясманов Историческая геология: Учебник - М.: Изд-во МГУ, 1997. -448. :ил.

2. Историческая геология. Учебник для вузов/ Немков Г.И., Левицкий Е.С.,Гречишникова И.А. и др.-2-е изд.,перераб. И доп. - М.: Недра, 1986, 352 с., с ил.

3. Палеогеография: Учебник для студ. высш. учеб.заведений / А.А. Свиточ, О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков; Под ред. Г.А. Сафьянова. - М.: Издательский центр «Академия»,2004. - 448с.

Размещено на Allbest.ru