Атмосфера Земли эволюционировала в масштабах геологического времени, и развитие жизни на Земле было тесно связано с составом атмосферы. Полагают, что первичная атмосфера, окружавшая нашу планету в период ее образования около 4600 млн. лет назад, рассеялась при нагревании Земли. Современная атмосфера вторична и состоит из газов, выделившихся из земных недр. В состав этих газов входили водород, водяной пар (Н20), окись углерода (СО), двуокись углерода (СО2), азот (N2), сероводород (H2S) и хлористый водород (НО). Соотношения газов в процессе их выделения изменялись по мере изменения внутренней структуры Земли, в особенности в то время, когда ее ядро отделилось от мантии. По одним теориям, дегазация земных недр в основном произошла в тот относительно короткий период, когда формировалась наша планета. По другим теориям, этот процесс продолжался в течение более длительного отрезка геологического времени. Газы подвергались процессам химического распада под действием солнечного света и взаимодействовали между собой. Так образовались метан (СН4) и аммиак (NH4); водяной пар конденсировался, и в нем растворялись двуокись углерода, хлористый водород и аммиак.
По геологическим данным, около 1500 млн. лет назад в атмосфере впервые появился в заметном количестве свободный кислород. До этого времени кислород образовывался при фотодиссоциации водяных паров и полностью вступал в реакции окисления с веществами на поверхности Земли. Эволюция жизни на Земле в значительной мере зависела от количества кислорода. Когда его накопилось достаточно для развития зеленых растений, то в атмосферу в результате фотосинтеза стало выделяться еще большее количество кислорода. Концентрация кислорода в наши дни, отражающая состояние динамического равновесия между выделяющимся и поглощаемым кислородом, вероятно, возникла около 100-200 млн. лет тому назад.
Из газов, входивших в состав атмосферы Земли на ранних этапах ее развития, углерод оказался связанным в карбонатных осадочных породах, таких, как известняки (СаСО3), а также в горючих ископаемых (уголь, нефть); вода заполнила впадины океанов, и в ней растворилось некоторое количество хлоридов. Остальная часть хлоридов накопилась в виде отложений солей (например, NaCl), а сера - в осадочных породах (например, в виде пирита FeS2). Азот концентрировался преимущественно в атмосфере, в то время как водород из-за своего низкого молекулярного веса был вынесен в космическое пространство. Этому же способствовало и то обстоятельство, что высокая температура верхних частей атмосферы придавала молекулам водорода скорость, достаточную для преодоления гравитационного поля Земли. Аргон и гелий попали в атмосферу в процессе радиоактивного распада калия, урана и тория, но, в то время как аргон накапливался в атмосфере, гелий, как и водород, будучи газом с низким молекулярным весом, был рассеян в космическое пространство.
Таким образом, вода существовала на поверхности Земли уже на самых ранних этапах геологической истории планеты. Она являлась растворителем для веществ, выносимых из земной коры в результате вулканических извержений или же выпавших из атмосферы. Последние попали туда, видимо, при дегазации земных недр, а не из первозданной туманности, существовавшей в момент образования планеты. Они получили название «избыточных летучих веществ» и помимо углерода, азота и, конечно, воды включали хлор, бром, серу и бор. Геологические данные также свидетельствуют о том, что вода присутствовала на поверхности Земли в достаточном количестве уже около 3000 млн. лет тому назад.
Однако современные океанские котловины образовались на земной поверхности сравнительно недавно. Почти все они имеют возраст менее 250 млн. лет (то есть только 5% геологического времени). Ниже поверхности океана выделяются области с океанической корой, лежащие на глубинах 2-6 км, и области с более древней континентальной корой, к которым относятся континентальные шельфы, лежащие на глубине около 200 м. Эти две области разделяются материковым склоном, имеющим сравнительно крутой наклон поверхности, обычно в пределах 1/10 и 1/20. Береговая линия, которая разделяет сушу и море, является весьма непостоянной границей, положение которой меняется в зависимости от того, уменьшается ли количество воды в океане, когда происходит рост материковых ледниковых щитов, или же, наоборот, увеличивается, когда происходит таяние ледников. В ледниковые эпохи плейстоцена такие эвстатические колебания приводили к понижению уровня моря примерно на 100 м по сравнению с его современным уровнем. Подсчитано, что если все льды, покрывающие Антарктиду и Гренландию, растают, то это приведет к повышению уровня Мирового океана примерно на 60 м. В настоящее время около 70% поверхности Земли покрыто водой; из них 60-65% подстилается океанической корой.
Важная черта океанских бассейнов - это то, что все они связаны между собой: Тихий, Атлантический и Индийский океаны, подобно лучам, расходятся от циркумполярного Южного океана. Северный Ледовитый океан и европейские субарктические моря можно рассматривать как большое внутреннее полузамкнутое море, окруженное сушей и отделенное от прилегающего океанского бассейна подводными хребтами. Исследования последних лет показали, что топография океанских бассейнов связана с историей их формирования и развития. Этот процесс, который называется раздвиганием (спредингом) морского дна, является составной частью концепции тектоники литосферных плит. Согласно данной концепции, океаническая кора образовалась из мантии Земли, поднимающейся к поверхности в тех зонах, где происходит раздвигание коры. В результате спрединга сформировалась мировая система так называемых срединно-океанических хребтов, возвышающихся над окружающими участками дна на 2-3 км. Исследования показали, что в южной части Атлантического океана, на восточном фланге Срединно-Атлантического хребта, океанское дно, по крайней мере за последние 80 млн. лет раздвигалось в горизонтальном направлении со скоростью около 2 см/год. Таким образом, ширина океанского бассейна увеличивалась со скоростью около 1 км за 25 тыс. лет. Такие хребты характеризуются высокой вулканической активностью, наличием медианной рифтовой долины, а также многочисленных разломных зон, протягивающихся перпендикулярно хребту. Вдоль разломов гребень хребта смещается обычно на несколько десятков километров. Эти разломы, получившие название трансформных, образовались в результате относительного смещения квазижестких асейсмичных плит литосферы, показанных на рис. 1.2, которые слагают верхние 100-150 км нашей планеты.
Океанские впадины являются не только местом, где образуется новая океаническая кора; в них также существуют области, где происходит погружение корового материала в мантию Земли. Это происходит в зонах глубоководных желобов, максимальные глубины в которых превышают 10 км. Здесь происходит столкновение двух квазижестких плит, и, когда одна из них надвигается на другую, образуется глубоководный желоб. Такая ситуация возникла, например, в юго-восточной части Тихого океана, где движущаяся в западном направлении плита, частью которой является материк Южная Америка, деформировалась и на ее краю возникли горные хребты Анд. В том случае, когда происходит столкновение двух океанических плит и одна из них надвигается на другую, как, например, в западной части Тихого океана, на одной из них развивается вулканическая деятельность и возникает цепь вулканических островов.
Другая важная черта подводного рельефа - это абиссальные холмы и горы, большинство из которых, несомненно, имеют вулканическое происхождение. Некоторые горы - так называемые гайоты - имеют плоскую вершину, хотя они и располагаются на глубинах 1-2 км ниже уровня океана. Это указывает на то, что ряд вулканов в прошлом достигал поверхности океана, где их вершины были срезаны в результате воздействия волн. Большинство из них образовались, вероятно, в пределах активной части срединно-океанических хребтов, а затем в результате спрединга океанского дна, как по ленте конвейера, постепенно переместились, заняв свое нынешнее географическое положение.
Большую часть ложа океана занимают абиссальные равнины, имеющие исключительно выровненную поверхность, которая была создана в результате накопления мощной толщи осадков. Некоторые осадки имеют действительно океаническое происхождение. К ним относятся различные илы - продукт разложения населяющих водную толщу морских организмов. Глины, также отлагающиеся в океане, образованы очень мелкими частицами, которые, прежде чем попасть на дно, переносятся течениями или ветрами на значительные расстояния. Ближе к континентам накапливается более грубый материал терригенного происхождения. Этот материал приносится в океан реками, ледниками, а также образуется в результате абразии берегов. Он аккумулируется на континентальных шельфах, где под воздействием волн и приливных течений затем переотлагается в виде разнообразных аккумулятивных форм, таких, как прибрежные бары и банки, песчаные волны и полосы песчаных отложений. Если аккумуляция происходит в нестабильной зоне на краю шельфа или, например, в сейсмоактивных областях, тогда вниз по континентальному склону может устремиться так называемый турбидитный (мутьевой) поток. Как правило, такие потоки распространяются вдоль понижений в рельефе дна, еще больше эродируя их, что приводит к образованию на континентальном склоне каньонов. Осадки поддерживаются во взвешенном состоянии в результате развивающейся в таком потоке турбулентности; в то же время сам поток довольно быстро перемещается вниз по склону. Как установлено для турбидитного потока, который при движении вниз по склону Большой Банки (район Ньюфаундленда) разорвал на своем пути несколько трансатлантических кабелей, его скорость может составлять 7,5 м/сек и более. Теоретические расчеты подтверждают, что такие скорости действительно возможны. Однако когда турбидитный поток достигает абиссальной равнины, он растекается по ней, теряя скорость, и перенесенные им осадки отлагаются на дне, перекрывая, словно плащом, все его неровности.