 |
О содержании воды в мантии косвенно может свидетельствовать состав лунных базальтов, поскольку Луна скорее всего является “сестрой” Земли и уж явно сформировалась в той же области пространства Солнечной системы, что и наша планета. Действительно, сходство лунных “морских” и земных океанических базальтов настолько велико, что один из крупнейших петрологов, А. Рингвуд (1982), предположил даже единый их источник. Но анализы показали, что лунные базальты предельно сухи и содержание воды в них колеблется от 0,015 до 0,046% (Мэйсон, Мелсон, 1973) и никогда не превышает 0,05%. Эта информация важна, поскольку лунные породы, в отличие от земных, не контаминированы летучими компонентами в экзогенных условиях и полностью отвечают своей ювенильной природе.
Надежные данные можно получить, анализируя составы закалочных стекол недифференцированных толеитовых базальтов, излившихся в океанических рифтовых зонах на глубинах около 2 км и более (на этих глубинах при внешних давлениях воды, превышающих ее критическое значение 220 бар, вообще не должна происходить потеря воды базальтами). В таких свежих базальтовых стеклах обычно содержится около 0,25—0,3% воды (Альмухамедов и др., 1985). Однако при их нагревании до 500°С теряется около 0,2–0,25% кристаллизационной воды, которую следует считать контаминационной, захваченной базальтами из океана. Оставшаяся же вода (приблизительно 0,05–0,06%) отгоняется из стекол только при температурах, превышающих 900 °С, т.е. практически при плавлении самих базальтов. Следовательно, только такую воду и можно принимать ювенильной.
При выплавлении базальтов из мантийного вещества вода, как активный реагент, понижающий температуру плавления силикатов, очевидно, в большей остепени должна концентрироваться в базальтовых расплавах (Пугин, Хитаров, 1978). Поэтому можно ожидать, что в мантийном веществе концентрация воды не превышает 0,05–0,06%, т.е. мантия Земли действительно предельно сухая. Для определенности примем концентрацию воды в этой геосфере равной 0,05%, тогда суммарное содержание воды в современной мантии достигает 2,007•1024 г, а суммарная масса воды на Земле - 4,193•1024 г.
Третьей опорной точкой расчетов может быть определение массы воды в гидросфере в промежуточный момент времени. Поскольку океан постепенно увеличивался в объеме, то в истории его развития неизбежно должен был наступить такой момент, когда океанические воды перекрыли собой гребни срединно-океанических хребтов с расположенными на них рифтовыми зонами Земли. После этого должна была быстро возрасти гидратация пород океанической коры и как следствие – измениться условия выплавки континентальной коры в зонах субдукции под континенты и островные дуги. Такие изменения, отмечаемые в геологической летописи Земли, действительно происходили на рубеже архея и протерозоя (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), и с точки зрения теории тектоники литосферных плит они неплохо объясняются увеличением степени гидратации пород океанической коры.
Однако в истории развития Мирового океана наиболее четко и резко должен выделяться момент полного насыщения пород океанической коры водой и последующего отрыва поверхности растущего океана от среднего уровня стояния гребней срединно- океанических хребтов. Объясняется это тем, что до того времени вся дегазировавшаяся из мантии избыточная вода полностью уходила в океаническую кору (масса океана временно сохранялась приблизительно постоянной), т.е., попадая в рифтовые зоны, вода из них обратно уже не вытекала. В результате до этого момента не могла существовать и свободная циркуляция океанических вод по толще океанической коры, а следовательно, не мог происходить и широкий вынос минеральных веществ из рифтовых зон Земли в океаны. Поэтому только после полного насыщения океанической коры водой и некоторого подъема поверхности океана над уровнем гребней срединно-океанических хребтов из рифтовых зон в океаны стали в изобилии выноситься минеральные компоненты океанической коры, тогда как до этого момента состав океанических вод преимущественно определялся только континентальным стоком.
После этого события должна была резко измениться геохимия океанических осадков – в их составе должны были в изобилии появиться выносимые из мантии элементы. Наиболее характерным из таких элементов и ярким индикатором искомого рубежа – момента насыщения океанической коры водой, безусловно, является железо. Ведь в докембрийской мантии в заметных количествах еще содержалось свободное (металлическое) железо. Поднимаясь вместе с горячим мантийным веществом в рифтовые зоны, оно вступало там в реакцию с морской водой, образуя в бескислородной среде в присутствии углекислого газа хорошо растворимый в воде бикарбонат железа: Fe + H2О + 2СО2 ---Fe(HСО3)2, а также формальдегид – одно и соединений, послуживших, по-видимому, основой возникновения жизни на Земле (Галимов, 2001): 2Fe + H2O + CO2---2FeO + HCOH + 3,05 ккал/моль.
После перекрытия поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов растворимая гидроокись железа стала разноситься по всему океану. Попадая на мелководья с богатым фитопланктоном, двухвалентная окись железа могла окисляться микроводорослями прямо in situ в воде почти без выделения кислорода в атмосферу: 2Fe(HСО3)2 + О ---Fe2О3 + 4СО2 + 2Н2О.
В дальнейшем, благодаря жизнедеятельности железобактерий, образующийся гематит мог переходить в магнетит, а кислород – усваиваться этими же бактериями (Слоботкин и др., 1995): 3Fe2O3 + (железобактерии) --- 2Fe3O4 + O.
Однако в те далекие времена существования почти бескислородной атмосферы и отсутствия у нее озонового слоя, реакция окисления железа в приповерхностных слоях океанической воды могла протекать и абиогенным путем, только за счет фотодиссоциации воды жестким ультрафиолетовым излучением Солнца (Braterman et al., 1983).
Окисленное трехвалентное железо и магнетит, как нерастворимые в воде продукты этих реакций, тут же осаждались на дно, постепенно накапливая мощные толщи богатых железом осадков, сформировавших затем крупнейшие железорудные месторождения мира.
Изучая распространение железистых формаций в геологической истории Земли, можно отметить две характерные, крупные и четко выраженные эпохи железонакопления. Первая наблюдалась во второй половине архея, приблизительно от 3100-3200 до 2500 Ма, а вторая и наиболее крупная, с которой связано более 70% мировыхзапасов железа, проявилась практически на всех континентах и началась около 2200 Ма. С первой эпохой связано образование железных руд киватинского типа, обычно ассоциирующихся с вулканогенно-осадочными отложениями замкнутых бассейнов типа краевых морей. Во вторую эпоху возникли джеспилитовые руды криворожского типа (месторождения КМА, оз. Верхнего, Хамерсли в Австралии и др.), обычно приуроченные к протяженным зонам бывших пассивных окраин континентов, попавших во время Сфекофеннской орогении в пояса коллизии континентов.
Таким образом в качестве третьей опорной точки можно принять два разных момента в истории Земли: 3,1 и 2,2 млрд лет назад. Кроме того, судя по существованию подушечных базальтовых лав в зеленокаменных поясах Барбертона (Южная Африка) возрастом около 3,4 млрд лет, можно предположить, что и тогда воды Мирового океана уже перекрывали гребни срединно-океанических хребтов. В раннедокембрийской истории Земли насыщение океанической коры водой происходило три раза и трижды поверхность океана перекрывала гребни срединно-океанических хребтов. Первый раз – в раннем архее, около 3600 Ма, второй раз – в начале позднего архея 3100–3000 Ма, и третий раз – в раннем протерозое, около 2200 Ма. Причиной этого явления были резкие колебания тектонической активности Земли.
Более надежно определено начало развития третей мировой трансгрессии океана при второй и крупнейшей эпохи накопления железорудных формаций – 2200 Ма. В это время в раннем протерозое поверхность океана совпадала с уровнем гребней срединно-океанических хребтов и средняя глубина океанов тогда точно равнялась средней глубине океанических впадин, измеряемой от того же среднего уровня стояния гребней срединно-океанических хребтов. Но глубина таких впадин dh определяется простой зависимостью dh=f(t)=kt, где t — возраст литосферной плиты, тогда как тепловой поток q через океаническое дно определяется обратной зависимостью q=l/t . Отсюда получается, что средняя глубина океанических впадин всегда обратно пропорциональна среднему значению пронизывающего океанское дно тепловому потоку.
Сейчас около 92% глубинного (мантийного) теплового потока проходит через океанические плиты, а на континенты (с учетом, что большая часть теплового потока в них генерируется распадом радиоактивных элементов) приходится не более 8% от этого потока. В прошлые геологические эпохи это соотношение было сдвинуто в сторону океанических плит еще больше. Поэтому расчеты показывают, что около 2,2 млрд лет назад средняя глубина океанов равнялась приблизительно 1 км. Площадь океанов в протерозое была равна площади Земли за вычетом площади континентов. Если предположить, что мощность континентальной коры со временем менялась мало и 2,2 млрд лет назад она была приблизительно такой же, как и в настоящее время, то можно ожидать, что площадь континентов пропорциональна их массе, площадь океанов 2,2 млрд лет назад достигала 3,48•1018 см2. Отсюда следует, что масса воды в океанах тогда достигала 0,325•1024 г.
В раннеархейской континентальной коре концентрация воды была исключительно низкой – близкой к ее ювенильному содержанию, а дегазируемая из мантии вода добавляла к этой концентрации не более 0,01%. К концу архея доля связанной воды поднялась до 0,6%, а к современному моменту – до 2%.В этом случае можно найти, что 2,2 млрд лет назад в континентальной коре содержалось около 0,109•1024 г связанной воды.
Массу воды, связанной в океанической коре, также можно найти аналитическим путем. Если принять, что скорость пелагического седиментогенеза за промежутки времени, превышающие периоды отдельных фаз тектонических циклов, менялась мало, то мощность накапливаемых осадков в океане окажется пропорциональной времени их накопления, т.е. времени жизни океанических литосферных плит Т. Другими словами, средняя мощность океанических осадков оказывается приблизительно обратно пропорциональной квадрату тектонической активности Земли. Средняя мощность современных океанических осадков близка к 500м и можно определить, что 2,2 млрд лет назад средняя мощность пелагических осадков на дне океанов не превышала 80 м.
Примем, что мощность базальтового слоя H пропорциональна перегреву мантии dT по отношению к температуре солидуса мантийного вещества Ts. Тогда H= (Tm – Ts), где Tm – приведенная к поверхности средняя температура мантии (современное значение -1320°C). Отсюда 2,2 млрд лет назад мощность базальтового слоя вместе со слоем габбро достигала приблизительно 5,69 км.
При определении мощности серпентинитового слоя необходимо учитывать, что он возникает за счет проникновения в нижние этажи океанической коры морских вод и гидратации там ультраосновной (реститовой) части тела литосферной плиты. Однако глубина проникновения океанических вод в серпентинизируемую толщу ультраосновных пород ограничивается реологическими свойствами самого серпентинита. Объясняется это тем, что при давлениях 2–2,5 кбар серпентинит становится настолько пластичным материалом, что в нем под действием давления вышележащих пород и слоя океанской воды все поры на подошве серпентинизируемой толщи полностью закрываются и дальнейшая серпентинизация прекращается. Полному закрытию пор способствует также увеличение объема породы при ее серпентинизации приблизительно на 10%. Этим явлением объясняется и постоянство мощности океанической коры под ненарушенными участками океанического дна независимо от скорости спрединга во время формирования соответствующих литосферных плит. Таким образом, мощность океанической коры 2,2 млрд лет назад оказалась приблизительно равной 7,58 км.
Средняя плотность пелагических осадков - 2,2 г/см3 и в них содержится до 20% воды, в гидратированных базальтах и габбро плотностью около 2,9 г/см3 содержится около 2,5%, а в серпентинитах плотностью 3 г/см3 концентрация связанной воды достигает 11%, находим, что в океанической коре 2,2 млрд лет назад содержалось воды около 0,385•1024 г. В этом случае суммарная масса воды в гидросфере составляла 0,325•1024 + 0,385•1024 + 0,109•1024 = 0,819•1024г.
Режим накопления воды во внешних геосферах Земли существенно изменился на рубеже архея и протерозоя. Особенно резко это изменение проявилось в накоплении воды в океанической коре, это было вызвано образованием в начале протерозоя серпентинитового слоя океанической коры – главного и наиболее емкого резервуара связанной воды на Земле. После образования серпентинитового слоя в раннем протерозое, около 2500 Ма, заметные количества воды из океана перешли в этот слой, а масса воды в океане соответственно уменьшилась.
Максимум скорости дегазации воды приходится на 2500 Ма, т.е. на начало протерозоя, тогда как максимум тектонической активности Земли наблюдался в архее. Это кажущееся несогласие объясняется тем, что в архее большая часть дегазировавшейся воды еще в мантии диссоциировала на расплавах железа в зонах дифференциации земного вещества по реакции H2O + Fe → FeO + H2. В протерозое и тем более в фанерозое диссоциации воды в мантии больше не происходило и она без потерь поступала в гидросферу Земли.
Если бы в архее не происходило диссоциации воды на расплавах железа и показатель ее подвижности был таким же, как в протерозое и фанерозое, то легко определить, что к настоящему времени из мантии дегазировалось бы около 4,749•1024 г воды вместо 2,176•1024 г в реальной гидросфере Земли. Помимо диссоциации воды в недрах архейской мантии Земли ее разложение происходило и на земной поверхности.
Действительно, диссоциация воды происходит в гидротермах рифтовых зон при гидратации железистых силикатов, в раннем докембрии могла быть заметной диссоциация воды под влиянием жесткого излучения Солнца. Судя по кислородному балансу в земной коре и гидросфере, можно оценить, что в сульфатном и окисножелезном резервуарах этих геосфер сейчас связано около 0,172•1024 г кислорода, происхождение которого, вероятнее всего, также связано с диссоциацией воды. При этом общая масса диссоциированной таким путем воды (около 0,194•1024г) оказывается приблизительно в 15 раз меньшей, чем произошедшая в архее потеря воды за счет ее диссоциации на расплавах железа в мантии (2,573•1024). Однако несравненно большая часть окислов железа, возникавших за счет термодиссоциации воды на свободном железе в докембрийских рифтовых зонах, вновь погружалась в мантию по древним зонам субдукции, оставив о себе лишь слабые следы в геологической летописи земной коры (в форме железорудных месторождений докембрия). Оценить “потерянную” воду не представляется возможным.
Таким образом, если бы в архее не происходило диссоциации воды на железе, то это привело бы к дополнительному подъему уровня океана более чем на 5 км.