 | Мировой Океан и Развитие Земной Коры |
Скорость дегазации воды из мантии в архее была умеренной, даже несмотря на высокую тектоническую активность Земли. С максимальной же скоростью дегазация воды из мантии происходила после выделения у Земли плотного ядра и перехода ее тектонического развития к тектонике литосферных плит, т.е. в начале протерозоя около 2500 Ма и достигала 1,68•1015 г/год, или 1,68 км3/год. С тех пор скорость дегазации закономерно снижалась до современного уровня 0,268 км3/год.
Снижение скорости поступления ювенильной воды в гидросферу продолжится и в будущем. В связи с такими особенностями дегазации воды из мантии в прошлые геологические эпохи видно, что основная масса воды 1,907•1024 г, или около 88% перешла в земную гидросферу только в протерозое и фанерозое, когда тектонический режим Земли уже стал более спокойным. В бурное же время архея выделилось приблизительно в семь раза меньше воды – только 0,269•1024 г.
Помимо разных термодинамических условий выделения и диссоциации воды в архее и послеархейское время, существенной причиной явления были и чисто геометрические факторы. Действительно, в архее до сформирования земного ядра дегазация воды происходила не из всего силикатного вещества Земли, содержащего в себе всю ювенильную воду, а только из его части, расположенной в низких широтах и охваченной конвективными движениями. Масса конвектирующей мантии в архее (особенно в его первой половине) составляла лишь незначительную часть земного вещества, содержавшего в себе ювенильную воду. В протерозое и фанерозое, т. е. уже после образования ядра, все силикатное вещество и вся ювенильная вода оказались сосредоточенными в конвектирующей мантии, поэтому и дегазация Земли в послеархейское время стала более эффективной.
Расчет содержания воды в гидросфере Земли для времени 2,2 млрд лет тому назад произведен только потому, что было предположение с высокой долей вероятности о совпадении в то время поверхности океана с уровнем стояния гребней срединно-океанических хребтов. Именно эта предпосылка, основанная на факте синхронного отложения железорудных формаций раннего протерозоя, позволила количественно оценить массу воды в океане. Для периодов, когда поверхность океана превышала уровень гребней срединных хребтов или была ниже его, такой метод не работает. Поэтому масса воды в океане для этого времени находится по разности между ее общей массой (дегазированной из мантии) и массой воды, связанной в континентальной и океанической коре.
При определении эволюции строения океанической коры важно определить среднюю мощность пелагических осадков, поскольку в них содержится значительный объем связанной воды. Учитывая, что средняя мощность океанических осадков обратно пропорциональна квадрату тектонической активности Земли, можно оценить и эволюционные изменения средней мощности океанических осадков. В архее мощность пелагических осадков не превышала 80 м, а в среднем составляла 15–25 м. Определив среднюю глубину океанических впадин и их площади (с учетом того, что в раннем архее океаны располагались лишь в низких широтах), по найденной массе воды в океане можно определить и положение поверхности океана по отношению к среднему уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов.
В раннем архее глубины океанических впадин по отношению к уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов были небольшими– от 80 до 200 м, но и воды в океанах было совсем мало. В начале и середине архея настоящих океанов еще не было, а существовали лишь многочисленные изолированные мелководные бассейны морского типа. Над уровнями этих морей возвышались гребни срединно-океанических хребтов и особенно зоны торошения литосферных пластин, в центре которых зарождались ядра будущих континентальных массивов, высота воздымания которых достигала 6 км. Столь высокое стояние континентов определялось перегревом верхней мантии и высокими тепловыми потоками того времени. Под архейскими континентальными щитами не могли формироваться мощные (и тяжелые) литосферные плиты, а сама кора как “легкая пробка”возвышалась высоко над средней поверхностью мантии (в противоположность этому современная континентальная кора подстилается припаянной к ней мощной, до 200 км, и
Плотной,около 3,3 г/см3, литосферой ультраосновного состава, существенно притапливающей континенты в верхнюю мантию).
Высокое стояние континентальных щитов в архее приводило к интенсивной физической эрозии поверхности. Это видно в современном строении архейских щитов, на поверхности которых обнажаются амфиболитовые и гранулитовые фации глубинного метаморфизма, сформировавшиеся на глубинах 5–10 км. Есть примеры и глубокого метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации осадочных толщ позднего архея, например в Кейвском блоке Кольского полуострова. Но куда же девались огромные массы осадочных пород, которые при высоком стоянии континентальных блоков должны отлагаться в архее?
Относительно незначительные объемы осадочных пород архея являются только кажущимися. Действительно, отлагавшиеся у подножий архейских континентальных блоков осадки, преимущественно конгломерато-брекчии и аркозо-грауваковые песчаники, попадая на океанические базальтовые пластины, могли накапливаться там только за промежутки времени порядка средней продолжительности жизни самих пластин. Но благодаря высокой тектонической активности архея время их жизни было всего 0,1–2 Му, после чего океанические базальтовые пластины вместе с отложившимися на них осадками надвигались на краевые зоны континентальных массивов. За такой малый промежуток времени на океаническом дне успевало накопиться не более 20–50 м осадков. После же попадания в зоны скучивания океанических пластин и их погружения в горячую мантию под тяжестью вновь надвигаемых пластин осадки вместе с гидратированными базальтами переплавлялись, порождая тем самым гранитоидные интрузии, обнажающиеся сейчас в гранит-зеленокаменных поясах архейских щитов. Таким образом, огромные массы терригенных осадочных пород архея благодаря интенсивным процессам рециклинга вновь причленялись к континентальным щитам, но уже в составе гранитоидных интрузий, масса которых также огромна.
В середине раннего архея, около 3,5–3,4 млрд лет назад, поверхность океана на сравнительно короткое время перекрыла гребни срединно-океанических хребтов, но эти океаны были очень мелкими – не более 150 м. В конце раннего архея, около 3,3–3,2 млрд лет назад, вновь увеличилась глубина океанических впадин, а гребни срединно-океанических хребтов опять обнажились. О возникновении в середине раннего архея первых океанов, правда, еще исключительно мелких, свидетельствуют, в частности, изливавшиеся в подводных условиях подушечные лавы коматитов зеленокаменного пояса Барбертон, характеризующиеся таким же возрастом, тогда как более древние и более молодые базальты раннего архея часто несут в себе черты субаэральных покровов. Такая геодинамическая обстановка раннего архея позволяет предполагать меньшую степень первичной гидратации базальтов (и зеленокаменных поясов) в начале и середине архея.
В позднем архее в связи с резким возрастанием тектонической активности Земли средние глубины океанических впадин вновь существенно уменьшились – до 100–200 м, тогда как глубины океанов увеличились до 200–400 м. Соответственно все гребни срединно-океанических хребтов вновь оказались под водой, и опять возникло единое зеркало Мирового океана. Подтверждением этого факта являются подушечные лавы – свидетели подводных базальтовых и коматитовых излияний, распространенные практически во всех зеленокаменных поясах позднего архея. Одновременно усилилась гидратация базальтовой океанической коры и связывание углекислого газа атмосферы в карбонатах. В результате стали откладываться хемогенные известняки, наиболее ярким примером которых может служить мощная толща мраморов и кальцифиров Слюдянской серии, образовавшейся в самом конце архея. В это время над поверхностью океана возвышались только высоко стоящие архейские континентальные щиты.
В конце архея на Земле образовался первый в ее истории суперконтинент – Моногея, поэтому тогда же впервые должен был возникнуть и единый океан – Моноталасса.
Наиболее резкие перераспределения воды во внешних геосферах Земли происходили в раннем протерозое, особенно после возникновения серпентинитового слоя океанической коры около 2,5 млрд лет назад. Именно с этого времени стала резко возрастать гидратация океанической коры и как следствие – уменьшилась масса воды в океанах, а их поверхность вновь опустилась ниже уровня гребней срединно-океанических хребтов. Раннепротерозойская регрессия океанов продолжалась около 300 Му – с 2500 до 2200 Ма. Только после полного насыщения океанической коры водой около 2,4 млрд лет назад масса воды в океане стала вновь быстро возрастать, а содержание ее в океанической коре почти стабилизировалось, лишь слабо меняясь в связи с общим уменьшением площади океанов и изменениями мощности серпентинитового слоя. После начала действия механизмов тектоники литосферных плит и насыщения серпентинитового слоя водой в раннем протерозое произошел существенный рост содержания воды в континентальной коре.
После полного насыщения серпентинитового слоя водой уровень океана вновь стал повышаться (со скоростью около 1 см за 5 тыс. лет), и за первый миллиард лет он поднялся над гребнями срединных хребтов приблизительно на 1,8 км, но одновременно с подъемом уровня Мирового океана стала увеличиваться и глубина океанических впадин. Это привело к тому, что в фанерозое около 400 Ма наступила временная стабилизация уровня Мирового океана, после чего он вновь начал понижаться. К настоящему времени средняя глубина океанов достигла почти 4,5 км (без учета шельфовых морей).
В связи с резким и значительным снижением тектонической активности Земли после образования у нее на рубеже архея и протерозоя плотного окисно-железного ядра в раннем протерозое начал действовать механизм тектоники литосферных плит и возникли пассивные окраины континентов, у подножий которых могли накапливаться мощные осадочные толщи. В это же время под континентами начала формироваться мощная и плотная литосфера, поэтому средний уровень стояния континентов стал снижаться, но в раннем протерозое высота стояния континентов оставалась высокой, что привело к широкому распространению в это время конгломератов и граувакковых осадочных толщ, часто рудоносных.
В будущем при большем снижении тектонической активности Земли мощность осадков на дне океанов должна существенно возрастать, но осадки являются не менее эффективными, чем серпентиниты, резервуарами связанной воды. Поэтому в будущем масса воды в океане уменьшиться. Поэтому через 1000 Му рост средней глубины океана остановится в связи с возрастанием поглощения вод толщей океанических осадков. Прогрессивное снижение уровня океана, связанное с общим ослаблением тектонической активности Земли и соответствующим увеличением глубины океанических впадин, продолжится в будущем и через 1300 Му срединно-океанические хребты могли бы вновь оказаться выступающими над океанскими водами, однако по прогнозу земного климата в далеком будущем к этому времени все океаны выкипят.
Приведенные примеры изображают только эволюционные изменения уровня Мирового океана и средних глубин океанических впадин. В реальных условиях на эти плавные эволюционные изменения с периодами порядка сотен миллионов лет накладываются короткопериодные изменения глубин океанических впадин и эвстатические колебания уровня океана, вызывавшие трансгрессии и регрессии моря.
Рассмотренные здесь режимы развития океана четко отражаются в отношениях изотопов стронция 87Sr/86Sr в океанических осадках и щелочных металлов K2O/Na2O в континентальных породах. Действительно, отношения изотопов 87Sr/86Sr в осадках формируются за счет смешения вещества, поступающего из мантии в океанических рифтовых зонах и сносимого в океаны с континентов, а отношение K2O/Na2O зависит от режимов выплавления континентальной коры. При этом изотоп стронция 87Sr образуется благодаря в-распаду изотопа щелочного металла рубидия 87Rb, обычно концентрирующегося, как и калий, в щелочных породах континентов. Поэтому породы зрелой континентальной коры всегда характеризуются более высокими отношениями изотопов 87Sr/86Sr и K2O/Na2O.
В архее из-за малого количества воды в океанах и базальтового состава океанической коры ее породы оставались слабогидратированными, а континентальная кора выплавлялась почти в сухих условиях (в основном с участием только ювенильных вод). В результате дифференциация Rb и Sr, а также К и Na при формировании как океанической, так и континентальной коры происходила в условиях, близких к выплавлению слабогидратированных базальтов из мантии. Поэтому в породах архейской океанической и континентальной коры отношения 87Sr/86Sr и K2O/Na2O оставались близкими к мантийным. Такие же изотопные отношения наследовались и архейскими морскими осадками.
В протерозое после возникновения серпентинитового слоя океанической коры и его насыщения водой стало заметно возрастать поступление воды в возникшие тогда же зоны субдукции. Воздействие же водных флюидов на процесс выплавления континентальной коры приводит к ускоренному переносу в нее из океанической коры литофильных элементов, особенно щелочей, в том числе рубидия и калия, поэтому с раннего протерозоя континентальная кора начинает заметно
обогащаться 87Rb и К, а следовательно, и 87Sr – продуктом в-распада радиоактивного изотопа 87Rb. В раннем протерозое быстро возрастают отношения 87Sr/86Sr и K2O/Na2O в породах континентальной коры.
После полного насыщения океанической коры водой в конце раннего протерозоя режим выплавления континентальной коры стабилизировался, с этого же времени (около 2200Ма) в коровых породах стабилизировались и отношения K2O/Na2O и это отношение пропорционально содержанию воды в океанической коре. Радиогенный же стронций накапливался в континентальной коре пропорционально не только скорости радиогенного распада 87Rb, но и массе этого элемента, а накопление рубидия в континентальной коре происходило вместе с накоплением воды. Поэтому можно принять, что отношение изотопов 87Sr/86Sr в континентальной коре оказывается пропорциональным содержанию в ней связанной воды. При смешении в резервуаре океанических осадков изотопов стронция, поступающих из мантии и сносимых с континентов и возникают данные отношения 87Sr/86Sr.
В конце протерозоя поверхность растущего океана поднялась до среднего уровня материковых равнин, после чего (уже в фанерозое) произошли и первые глобальные трансгрессии моря на континенты, заметно сократившие площади речного стока и поставки продуктов размыва континентальных пород в океаны. Свидетельством тому является широкое распространение на континентальных платформах мелководных морских отложений фанерозоя. По этой же причине в океанических осадках фанерозоя, особенно позднемелового возраста (когда происходила максимальная трансгрессия), наблюдался локальный минимум отношения 87Sr/86Sr. Несколько позже в зоны субдукции плит попадают и снесенные с континентов терригенные осадк