Эволюция химического состава мантии
Рассматривая эволюцию химического состава мантии Земли, мы, прежде всего, будем интересоваться составом конвектирующей мантии. В протерозое и фанерозое после окончания процесса формирования молодого земного ядра понятия «конвектирующая мантия» и просто мантия Земли полностью совпадают. Однако в архее это было не так. Под конвектирующей мантией в архее следует понимать только участки земной оболочки, прошедшие зонную дифференциацию земного вещества и охваченные конвективными течениями. В раннем архее конвектирующая мантия была ещё сравнительно тонкой и вероятнее всего существовала в виде кольцевой геосферы под экваториальным поясом Земли. Только к самому концу архея конвектирующая мантия расширилась до размеров сферической оболочки Земли, а её масса стала максимальной. В дальнейшем, после выделения земного ядра, масса мантии стала несколько уменьшаться за счёт роста самого ядра (рис. 38).
Надо ещё учитывать, что в момент образования земного ядра, около 2,6 млрд лет назад в конвектирующую мантию произошло добавление вещества бывшей «сердцевины» Земли с первозданными концентрациями в нем железа, его окислов (13,1 и 22,8 %), сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов и других рудных элементов, в том числе платиноидов. Прямыми свидетелями этого явления служат уникальные дифференцированные интрузии основных и ультраосновных пород раннепротерозойского возраста, внедрившиеся в раннем протерозое во многие древние щиты. Наиболее яркими и классическими комплексами этого типа являются богатые платиной, кобальтом, никелем, медью и другими рудными элементами расслоенный интрузивный массив Бушвельда в ЮАР, интрузия Великой Дайки в Зимбабве, внедрения норитов Садбери в Канаде, а у нас в России — габбро-норитовый комплекс Печенга и Панская интрузия на Кольском полуострове. Подчеркнём, что интрузивные образования таких типов со столь высокими концентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни после него, не возникали.
Очевидно, что удаление железа, его соединений и других сидерофильных элементов из исходного земного вещества в зоны сепарации тяжёлых фракций, с их дальнейшим переходом в образовавшееся земное ядро, а легкоподвижных и литофильных элементов в земную кору, гидросферу и атмосферу должно было сопровождаться существенными изменениями химического состава конвектирующей мантии. При этом удаление из мантийного вещества тяжёлой фракции («ядерного» вещества) должно было неизбежно приводить к относительному возрастанию концентраций остающихся элементов и соединений. Так, в раннем архее после начала действия процесса зонной дифференциации и удаления из конвектирующей мантии почти всего железа, а в позднем архее и значительной части его окиси, содержавшихся в первичном земном веществе (с концентрациями около 13 и 23%), содержания других элементов и соединений в остаточной (конвектирующей) мантии резко повысились приблизительно на 20-30 %, однако после добавления в мантию первичного вещества из бывшей сердцевины Земли, их концентрация вновь снизилась (рис. 39). В протерозое и фанерозое, т.е. после начала функционирования бародиффузионного механизма дифференциации земного вещества, благодаря продолжающемуся переходу железа и его окислов в ядро, остаточная концентрация малоподвижных и наиболее распространённых элементов и соединений в мантии (кривая 1) плавно повышалась. Суммарная же концентрация халькофильных и сидерофильных элементов в мантии протерозоя и фанерозоя, наоборот, плавно снижалась (кривая 4). По близкой зависимости в послеархейской мантии менялись концентрации никеля, золота, платиноидов, сульфидов железа, меди и некоторых других элементов, которые также постепенно переходили в земное ядро. Подставляя в значения относительных содержаний элементов и соединений, приведённых на рис. 39, значения их исходных концентраций в первичной Земле из табл. 1, теперь можно определить содержания этих элементов и соединений в процентах (рис. 40).
В архее, после начала процесса зонной дифференциации земного вещества около 4 млрд лет тому назад, содержание металлического железа в конвектирующей мантии (над зонами сепарации железа) должно было быстро снизиться до равновесной концентрации этого металла в силикатных расплавах перегретой верхней мантии. Из-за слабой смесимости таких расплавов и большой разности их плотностей, можно предполагать, что в течение большей части архея концентрация металлического железа в конвектирующей мантии того времени была очень низкой (близка к нулю). Хотя иногда свободное железо все-таки встречается в древних базальтах, например, на о. Диско в Западной Гренландии.
Одновременно с этим, суммарная концентрация двухвалентной окиси железа в мантии раннего архея должна была достигать 26-27 %. Однако из-за большой плотности фаялита, главного носителя FeO, (4,3 г/см3) и его сравнительно низкой температуры плавления (1100-1200 °С), весьма вероятно, что в условиях перегрева верхней мантии, превышавшего в раннем архее 1 600 °С (см. рис. 31), окислы железа в большей мере концентрировались в низах конвектирующей мантии. Тем не менее, в коматиитах и базальтах раннего архея суммарная концентрация окислов железа все-таки обычно превышает 10 %, а иногда достигает 15-20 % и даже 27 % (Юдин, 1980).
В позднем архее, около 2,8 млрд лет назад, средняя концентрация металлического железа в конвектирующей мантии стала возрастать и к концу архея уже достигла уровня 5,5%. Это было связано с тем, что именно в конце архея в конвектирующую мантию поступило большое количество первичного земного вещества, всплывшего тогда в верхние этажи мантии из бывшей «сердцевины» Земли (см. рис. 32). Однако в протерозое концентрация металлического железа в мантии вновь стала снижаться. Зависимость изменений концентраций железа и его окислов в мантии на послеархейских этапах развития Земли можно определить по основным реакциям образования «ядерного» вещества. Так, в протерозое (как и в позднем архее на интервале 3,2 и 2,6 млрд лет) образование этого вещества шло по реакции
При этом на каждые 56 весовых частей металлического железа и 72 части его двухвалентной окиси возникало 128 весовых частей «ядерного» вещества.
Количественное решение задачи об эволюции концентрации свободного железа в мантии приводит к важному выводу: металлическое железо в мантии могло сохраняться приблизительно только до 500 млн лет назад. Этот расчёт получен исходя из предполагаемого состава земного ядра и принятых концентраций двухвалентного и трёхвалентного железа в современной мантии (см. табл. 1). Найденное время исчезновения свободного железа из мантии близко совпадает с возрастом главного биологического рубежа в развитии высокоорганизованной жизни на Земле — с рубежом между протерозоем и фанерозоем (около 545 млн лет назад). Полученное совпадение примечательно, и его нельзя считать случайным. Действительно, рассматриваемое событие исчезновения металлического железа из мантии и рифтовых зон Земли, в которых до этого оно контактировало с океаническими водами, предопределило радикальное изменение восстановительного потенциала во внешних оболочках Земли: ведь свободное железо — главный химический реагент, активно поглощавший кислород из гидросферы (и атмосферы) в течение всей докембрийской истории развития Земли. Лишь после почти полного исчезновения металлического железа из конвектирующей мантии в земной атмосфере смог накапливаться кислород, вырабатываемый растениями (и фотодиссоциацией паров воды) в количествах, достаточных для появления и нормального функционирования животных форм на Земле (Сорохтин, 1974).
После исчезновения из мантии металлического железа образование «ядерного» вещества в нижней мантии уже происходило по другой реакции:
Выделяющийся по этой реакции кислород выше уровня существования устойчивых растворов окислов железа с силикатами вновь связывается с окислами железа, формируя магнетитовую компоненту мантии:
Поэтому до полного окисления двухвалентного железа в мантии образование «ядерного» вещества должно будет происходить по следующей суммарной реакции: 5FeO — Fe2O + Fe3O4, при которой на каждые 360 весовых частей двухвалентной окиси железа возникает 128 частей «ядерного» вещества и 232 части магнетита.
Вторая важная для жизни на Земле ситуация возникнет, когда все двухвалентное железо окажется окисленным до стехиометрии магнетита (окись трёхвалентного железа не устойчива при высоких давлениях и переходит в более плотную модификацию магнетита 3FeO + 3Fe2O3 — 3Fe3O4 + O). Такая критическая обстановка должна произойти в будущем через 600 млн лет. Поэтому на третьем этапе действия бародиффузионного механизма дифференциации Земли образование «ядерного» вещества должно пойти по реакции распада магнетита с выделением большого количества кислорода
Обратим внимание на ещё один интересный и важный вывод, определяющий понимание путей дальнейшего развития жизни на Земле. После полного окисления всего мантийного железа до фазы магнетита, освобождающийся при формировании «ядерного» вещества кислород уже не будет более задерживаться в конвектирующей мантии, а станет поступать в гидросферу и атмосферу Земли. Начиная с этого момента парциальное давление кислорода в атмосфере станет существенно возрастать (Сорохтин, 1974), что, безусловно, губительным образом скажется на всей наземной жизни, и лишь ограниченная растворимость кислорода в воде позволит ей ненадолго сохраниться только в пучинах вод мирового океана. Однако вызванное этим явлением повышение общего давления земной атмосферы должно будет привести к резкому повышению парникового эффекта и возникновению на Земле необратимых условий горячего климата по типу Венеры.
Очевидно, что непосредственная фильтрация рассеянных в мантийном веществе летучих и подвижных элементов и соединений через плотное вещество мантии, характеризующееся вязкостью порядка 1020-1023 П, практически полностью исключается из-за чрезвычайной малости коэффициентов диффузии в таком веществе (10-21-10-25 см2/с). Следовательно, переход из мантии во внешние геосферы (континентальную кору, гидросферу и атмосферу) литофильных и летучих компонентов может развиваться лишь благодаря плавлению мантийного вещества. Но это возможно только в приповерхностных частях мантии (см. рис. 18, 19), да и то не везде, а лишь в тех местах, где жёсткая оболочка Земли — её литосфера — разбита глубинными разломами, через которые происходят излияния базальтовых магм. Поэтому для расчёта изменений концентраций летучих и легкоподвижных элементов и соединений, переходящих в процессе эволюции Земли из мантии в земную кору, гидросферу или атмосферу, необходимо дополнительно учитывать разную подвижность химических элементов и их соединений.
Подвижность элементов и соединений зависит не только от их химических свойств, но также и от степени и глубины плавления мантийного вещества под рифтовыми зонами Земли — главными каналами поставки на земную поверхность ювенильных базальтовых магм и растворенных в них подвижных и летучих элементов. Если же мы рассматриваем подвижные элементы, концентрирующиеся преимущественно в континентальной коре, то показатели их подвижности зависят и от режимов переработки пород океанической коры и осадков в зонах поддвига плит (в зонах субдукции), где происходит вторичная мобилизация подвижных элементов и их переход из океанической коры в континентальную. Кроме того, часть элементов и химических соединений, например Н2О, СО2, К2O и т.д., ранее уже попавших во внешние геосферы (земную кору, гидросферу и атмосферу), могут вновь по зонам поддвига плит затягиваться в мантию и вновь вовлекаться в мантийный круговорот вещества. Поэтому под подвижностью таких элементов и соединений следует понимать их эффективное значение.
Здесь же отметим, что сами процессы дифференциации литофильных и дегазации летучих соединений становятся возможными только благодаря существованию в мантии конвективного массообмена, постоянно доставляющего к поверхности Земли в рифтовые зоны все новые и новые объёмы способного к сегрегации мантийного вещества. Отсюда следует, что скорость перехода подвижных компонентов из мантии во внешние геосферы Земли должна быть пропорциональной скорости конвективного массообмена в мантии.
В общем же случае за счёт разных механизмов дифференциации мантийного вещества и разных условий формирования континентальной коры, гидросферы и атмосферы в архее и послеархейское время показатели подвижности элементов и их соединений в эти столь разные эпохи могли существенно отличаться друг от друга. Это, безусловно, затрудняет решение задачи и заставляет привлекать дополнительные данные о распространении рассматриваемых компонентов в архее и протерозое. В некоторых случаях это условие выполнить удаётся. Так, если принять по С. Тейлору и С. Мак-Леннану (1988), что в архее образовалось по массе около 70% континентальной коры и в ней содержалось приблизительно 1,8% K2O, а для современной коры принять концентрацию равной 2,4%, то оказывается, что показатель подвижности калия в архее приблизительно равнялся 0,56, а в последующие эпохи — 1,07.
Аналогичная оценка термической диссоциации воды, находящейся в газообразном состоянии, на расплавленном металлическом железе в зонах дифференциации земного вещества (по реакции H2O + Fe — FeO + H2 + 5,8 ккал/моль), показывает, что в архее показатель подвижности воды равнялся 0,123, тогда как в послеархейское время он увеличился до 1,45. Таким образом, после архея эффективное значение показателя подвижности воды увеличилось в 12 раз.
Для урана и тория средние значения показателей подвижности оказались существенно более высокими, соответственно 2,26 и 2,65. В связи с этим, а также с радиоактивным распадом урана и тория концентрация этих элементов в мантии уменьшилась в наибольшей степени.
Как видно из графиков, приведённых на рис. 39, после начала развития в Земле процесса зонной сепарации металлического железа на рубеже катархея и архея, около 4 млрд лет назад, химический состав конвектирующей мантии резко изменился благодаря удалению из её вещества около 13% металлического железа. С тех пор концентрация в мантии наиболее распространённых и малоподвижных окислов SiO2, MgO, Al2O3, CaO (кривая 1) закономерно повышалась. В настоящее время их концентрация в мантии приблизительно в 1,4-1,5 раза выше, чем в первичном веществе Земли. Концентрация таких малоподвижных компонентов, как Na2O, также несколько повышалась, но все-таки заметно слабее, чем предыдущая группа соединений. Соединения H2O, K2O, Rb2O (кривые 2, 3) выносились из мантии в заметно большей степени, поэтому их концентрация со временем уменьшилась в 1,4-1,3 раза (если учесть диссоциацию воды, то для неё такой перепад концентраций может оказаться значительно большим). В ещё большей мере (в несколько раз) сократилась концентрация в мантии радиоактивных элементов U и Th (кривые 7 и 8). Происходило это, как уже отмечалось, по двум причинам — за счёт распада самих радиоактивных элементов и благодаря их большей литофильности и преимущественному переходу в континентальную кору. Начиная с середины архея около 3,2×109 лет назад, после перехода процесса зонной дифференциации земного вещества на выделение эвтектических расплавов Fe×FeO стала уменьшаться со временем и концентрация окиси FeO (кривая 5). Суммарное же содержание «ядерного» вещества в мантии (Fe + FeO + сидерофильные и халькофильные элементы), начиная с 4 млрд лет назад, закономерно уменьшалось, и к настоящему времени его осталось не более 7,5% от бывшей вначале концентрации 37,5%.
Необычно поведение свободного (металлического) железа в конвектирующей мантии (кривая 6). Как только в раннем архее произошло полное расплавление охваченных конвекцией участков верхней мантии и произошла плотностная дифференциация этих расплавов, сразу же концентрация металлического железа в них резко снизилась с 13,1% до близкого к равновесному уровню растворения железа в силикатных расплавах. В конце же архея, когда в конвектирующую мантию стало поступать первозданное земное вещество бывшей «сердцевины» Земли, концентрация металлического железа в мантии вновь повысилась. Этим, по-видимому, можно объяснить всплеск железорудной металлогении в позднем архее (образование железных руд киватинского типа). Кроме того, становится понятным, почему в некоторых позднеархейских и раннепротерозойских базальтах встречаются включения самородного железа, как, например, на о. Диско в Западной Гренландии (Левинсон-Лессинг, 1940). К моменту выделения земного ядра приблизительно 2,6 млрд лет назад средняя концентрация железа в мантии уже поднялась до 5,5%. Однако в дальнейшем содержание железа в мантии вновь стало плавно уменьшаться, но полностью исчезло оно из этой геосферы, судя по расчётам, только около 500 млн лет назад.
После полного исчезновения из мантии металлического железа освобождающийся при формировании «ядерного» вещества кислород стал связываться в магнетитовой фазе по реакции 5FeO — Fe2O + Fe3O4. В соответствии с этим начала возрастать и концентрация магнетита в мантийном веществе, поднявшись к настоящему времени примерно до 4% (кривая 9). Увеличение концентрации Fe3O4 в мантии будет продолжаться ещё приблизительно 600 млн. лет в будущем, до полного исчезновения из этой геосферы всего силикатного (двухвалентного) железа. После этого все мантийное железо окажется связанным только в магнетитовой фазе. В результате эндогенный кислород, освобождающийся по реакции 2Fe3O4 — 3Fe2O + 5O, уже сможет свободно достигать земную поверхность. В этом случае, при равновесной дегазации мантии за каждый миллион лет парциальное давление кислорода в атмосфере будет повышаться приблизительно на 1 атм, уничтожая при этом все живое на поверхности Земли.
Рисунок 38. Эволюция Земли:
1 — масса земного ядра (в архее — массы выделившегося из мантии «ядерного» вещества); 2 — масса конвектирующей мантии; 3 — масса Земли (5,977×1027 г).
Надо ещё учитывать, что в момент образования земного ядра, около 2,6 млрд лет назад в конвектирующую мантию произошло добавление вещества бывшей «сердцевины» Земли с первозданными концентрациями в нем железа, его окислов (13,1 и 22,8 %), сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов и других рудных элементов, в том числе платиноидов. Прямыми свидетелями этого явления служат уникальные дифференцированные интрузии основных и ультраосновных пород раннепротерозойского возраста, внедрившиеся в раннем протерозое во многие древние щиты. Наиболее яркими и классическими комплексами этого типа являются богатые платиной, кобальтом, никелем, медью и другими рудными элементами расслоенный интрузивный массив Бушвельда в ЮАР, интрузия Великой Дайки в Зимбабве, внедрения норитов Садбери в Канаде, а у нас в России — габбро-норитовый комплекс Печенга и Панская интрузия на Кольском полуострове. Подчеркнём, что интрузивные образования таких типов со столь высокими концентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни после него, не возникали.
Очевидно, что удаление железа, его соединений и других сидерофильных элементов из исходного земного вещества в зоны сепарации тяжёлых фракций, с их дальнейшим переходом в образовавшееся земное ядро, а легкоподвижных и литофильных элементов в земную кору, гидросферу и атмосферу должно было сопровождаться существенными изменениями химического состава конвектирующей мантии. При этом удаление из мантийного вещества тяжёлой фракции («ядерного» вещества) должно было неизбежно приводить к относительному возрастанию концентраций остающихся элементов и соединений. Так, в раннем архее после начала действия процесса зонной дифференциации и удаления из конвектирующей мантии почти всего железа, а в позднем архее и значительной части его окиси, содержавшихся в первичном земном веществе (с концентрациями около 13 и 23%), содержания других элементов и соединений в остаточной (конвектирующей) мантии резко повысились приблизительно на 20-30 %, однако после добавления в мантию первичного вещества из бывшей сердцевины Земли, их концентрация вновь снизилась (рис. 39). В протерозое и фанерозое, т.е. после начала функционирования бародиффузионного механизма дифференциации земного вещества, благодаря продолжающемуся переходу железа и его окислов в ядро, остаточная концентрация малоподвижных и наиболее распространённых элементов и соединений в мантии (кривая 1) плавно повышалась. Суммарная же концентрация халькофильных и сидерофильных элементов в мантии протерозоя и фанерозоя, наоборот, плавно снижалась (кривая 4). По близкой зависимости в послеархейской мантии менялись концентрации никеля, золота, платиноидов, сульфидов железа, меди и некоторых других элементов, которые также постепенно переходили в земное ядро. Подставляя в значения относительных содержаний элементов и соединений, приведённых на рис. 39, значения их исходных концентраций в первичной Земле из табл. 1, теперь можно определить содержания этих элементов и соединений в процентах (рис. 40).
Рисунок 39. Эволюция химического состава конвектирующей мантии в относительных концентрациях (за единицу принята концентрация данного элемента в первичном веществе Земли):
1 — SiO2, TiO2, MgO, CaO, Al2O3; 2 — H2O; 3 — K2O; 4 — Ni и другие сидерофильные и халькофильные элементы и соединения: FeS, (Fe,Ni)S, CuFeS2, Co, Cr, Pt, Pd, Os, Ir, Au; 5 — FeO; 6 — Fe; 7 — U; 8 — Th; 9 — Fe3O4.
Рисунок 40. Эволюция химического состава конвектирующей мантии по главным петрогенным элементам и соединениям
| Окислы | Состав континентальной коры(1) | Модельный состав мантии Земли(2) | Модельный состав ядра Земли | Состав первичного вещества Земли (расчёт) | Средний состав хондритов(3) | Средний состав углистых хондритов(4) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| SiO2 | 59,3 | 45,5 | — | 30,78 | 38,04 | 33,0 |
| TiO2 | 0,7 | 0,6 | — | 0,41 | 0,11 | 0,11 |
| Al2O3 | 15,0 | 3,67 | — | 2,52 | 2,50 | 2,53 |
| Fe2O3 | 2,4 | 4,15 | — | — | — | — |
| FeO | 5,6 | 4,37 | 49,34 | 22,76 | 12,45 | 22,0 |
| MnO | 0,1 | 0,13 | — | 0,09 | 0,25 | 0,24 |
| MgO | 4,9 | 38,35 | — | 25,77 | 23,84 | 23,0 |
| CaO | 7,2 | 2,28 | — | 1,56 | 1,95 | 2,32 |
| Na2O | 2,5 | 0,43 | — | 0,3 | 0,95 | 0,72 |
| K2O | 2,1 | 0,012 | — | 0,016 | 0,17 | — |
| Cr2O3 | — | 0,41 | — | 0,28 | 0,36 | 0,49 |
| P2O5 | 0,2 | — | — | — | — | 0,38 |
| NiO | — | 0,1 | — | 0,07 | — | — |
| FeS | — | — | 6,69 | 2,17 | 5,76 | 13,6 |
| Fe | — | — | 43,41 | 13,1 | 11,76 | — |
| Ni | — | — | 0,56 | 0,18 | 1,34 | — |
| Сумма | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 99,48 | 98,39 |
В архее, после начала процесса зонной дифференциации земного вещества около 4 млрд лет тому назад, содержание металлического железа в конвектирующей мантии (над зонами сепарации железа) должно было быстро снизиться до равновесной концентрации этого металла в силикатных расплавах перегретой верхней мантии. Из-за слабой смесимости таких расплавов и большой разности их плотностей, можно предполагать, что в течение большей части архея концентрация металлического железа в конвектирующей мантии того времени была очень низкой (близка к нулю). Хотя иногда свободное железо все-таки встречается в древних базальтах, например, на о. Диско в Западной Гренландии.
Одновременно с этим, суммарная концентрация двухвалентной окиси железа в мантии раннего архея должна была достигать 26-27 %. Однако из-за большой плотности фаялита, главного носителя FeO, (4,3 г/см3) и его сравнительно низкой температуры плавления (1100-1200 °С), весьма вероятно, что в условиях перегрева верхней мантии, превышавшего в раннем архее 1 600 °С (см. рис. 31), окислы железа в большей мере концентрировались в низах конвектирующей мантии. Тем не менее, в коматиитах и базальтах раннего архея суммарная концентрация окислов железа все-таки обычно превышает 10 %, а иногда достигает 15-20 % и даже 27 % (Юдин, 1980).
Рисунок 31. Эволюция приведённой к поверхности температуры верхней мантии Tm в архее (Н. Сорохтин, 2001):
Ts — температура солидуса базальтов; T0 — приведённая к поверхности современная температура верхней мантии; TFe — температура плавления железа в нормальных условиях; I и II — эпохи выплавления перегретых коматиитовых лав по (Коваленко и др., 1987).
В позднем архее, около 2,8 млрд лет назад, средняя концентрация металлического железа в конвектирующей мантии стала возрастать и к концу архея уже достигла уровня 5,5%. Это было связано с тем, что именно в конце архея в конвектирующую мантию поступило большое количество первичного земного вещества, всплывшего тогда в верхние этажи мантии из бывшей «сердцевины» Земли (см. рис. 32). Однако в протерозое концентрация металлического железа в мантии вновь стала снижаться. Зависимость изменений концентраций железа и его окислов в мантии на послеархейских этапах развития Земли можно определить по основным реакциям образования «ядерного» вещества. Так, в протерозое (как и в позднем архее на интервале 3,2 и 2,6 млрд лет) образование этого вещества шло по реакции
Рисунок 32. Последовательные этапы развития процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли.
Чёрным показаны расплавы железа и его окислов, белым — деплетированная мантия, обеднённая железом, его окислами и сидерофильными элементами; чёрточками — первичное земное вещество, радиальной штриховкой — континентальные массивы.
Формула 12. Реакция образования ядерного вещества
При этом на каждые 56 весовых частей металлического железа и 72 части его двухвалентной окиси возникало 128 весовых частей «ядерного» вещества.
Количественное решение задачи об эволюции концентрации свободного железа в мантии приводит к важному выводу: металлическое железо в мантии могло сохраняться приблизительно только до 500 млн лет назад. Этот расчёт получен исходя из предполагаемого состава земного ядра и принятых концентраций двухвалентного и трёхвалентного железа в современной мантии (см. табл. 1). Найденное время исчезновения свободного железа из мантии близко совпадает с возрастом главного биологического рубежа в развитии высокоорганизованной жизни на Земле — с рубежом между протерозоем и фанерозоем (около 545 млн лет назад). Полученное совпадение примечательно, и его нельзя считать случайным. Действительно, рассматриваемое событие исчезновения металлического железа из мантии и рифтовых зон Земли, в которых до этого оно контактировало с океаническими водами, предопределило радикальное изменение восстановительного потенциала во внешних оболочках Земли: ведь свободное железо — главный химический реагент, активно поглощавший кислород из гидросферы (и атмосферы) в течение всей докембрийской истории развития Земли. Лишь после почти полного исчезновения металлического железа из конвектирующей мантии в земной атмосфере смог накапливаться кислород, вырабатываемый растениями (и фотодиссоциацией паров воды) в количествах, достаточных для появления и нормального функционирования животных форм на Земле (Сорохтин, 1974).
После исчезновения из мантии металлического железа образование «ядерного» вещества в нижней мантии уже происходило по другой реакции:
Формула 13. Образование «ядерного» вещества в нижней мантии
Выделяющийся по этой реакции кислород выше уровня существования устойчивых растворов окислов железа с силикатами вновь связывается с окислами железа, формируя магнетитовую компоненту мантии:
Формула 14. Магнетитовая компонента мантии
Поэтому до полного окисления двухвалентного железа в мантии образование «ядерного» вещества должно будет происходить по следующей суммарной реакции: 5FeO — Fe2O + Fe3O4, при которой на каждые 360 весовых частей двухвалентной окиси железа возникает 128 частей «ядерного» вещества и 232 части магнетита.
Вторая важная для жизни на Земле ситуация возникнет, когда все двухвалентное железо окажется окисленным до стехиометрии магнетита (окись трёхвалентного железа не устойчива при высоких давлениях и переходит в более плотную модификацию магнетита 3FeO + 3Fe2O3 — 3Fe3O4 + O). Такая критическая обстановка должна произойти в будущем через 600 млн лет. Поэтому на третьем этапе действия бародиффузионного механизма дифференциации Земли образование «ядерного» вещества должно пойти по реакции распада магнетита с выделением большого количества кислорода
Формула 15. Распад магнетита с выделением большого количества кислорода
Обратим внимание на ещё один интересный и важный вывод, определяющий понимание путей дальнейшего развития жизни на Земле. После полного окисления всего мантийного железа до фазы магнетита, освобождающийся при формировании «ядерного» вещества кислород уже не будет более задерживаться в конвектирующей мантии, а станет поступать в гидросферу и атмосферу Земли. Начиная с этого момента парциальное давление кислорода в атмосфере станет существенно возрастать (Сорохтин, 1974), что, безусловно, губительным образом скажется на всей наземной жизни, и лишь ограниченная растворимость кислорода в воде позволит ей ненадолго сохраниться только в пучинах вод мирового океана. Однако вызванное этим явлением повышение общего давления земной атмосферы должно будет привести к резкому повышению парникового эффекта и возникновению на Земле необратимых условий горячего климата по типу Венеры.
Очевидно, что непосредственная фильтрация рассеянных в мантийном веществе летучих и подвижных элементов и соединений через плотное вещество мантии, характеризующееся вязкостью порядка 1020-1023 П, практически полностью исключается из-за чрезвычайной малости коэффициентов диффузии в таком веществе (10-21-10-25 см2/с). Следовательно, переход из мантии во внешние геосферы (континентальную кору, гидросферу и атмосферу) литофильных и летучих компонентов может развиваться лишь благодаря плавлению мантийного вещества. Но это возможно только в приповерхностных частях мантии (см. рис. 18, 19), да и то не везде, а лишь в тех местах, где жёсткая оболочка Земли — её литосфера — разбита глубинными разломами, через которые происходят излияния базальтовых магм. Поэтому для расчёта изменений концентраций летучих и легкоподвижных элементов и соединений, переходящих в процессе эволюции Земли из мантии в земную кору, гидросферу или атмосферу, необходимо дополнительно учитывать разную подвижность химических элементов и их соединений.
Рисунок 18. Распределение температур в современной Земле:
1 — адиабатическая геотерма Земли, согласованная с экспериментами по плавлению железа и системы Fe-O-S; 2 — температура плавления железа (до 2 Мбар — статические эксперименты Р. Бёлера (1993), далее — экстраполяция этой температуры по закону Клапейрона-Клаузиуса); штриховая кривая — температура плавления эвтектического сплава Fe×FeO (до 300 кбар по экспериментальным данным Е. Отани и А. Рингвуда (1984), до 1 400 кбар — по данным Р. Бёлера (1993), далее — экстраполяция по закону Клапейрона-Клаузиуса, с учётом уменьшения эвтектической депрессии Fe×FeO в области высоких давлений); 3 — температура плавления силикатов (при р > 240 кбар — температура плавления энстатита (Mg,Fe)SiO3: до давления 625 кбар — по экспериментальным данным А. Зерра и Р. Бёлера (1993), далее — экстраполяция по закону Клапейрона-Клаузиуса).
Рисунок 19. Распределения температуры в верхней мантии и положение геотерм литосферных плит в зависимости от их возраста
Цифрами на геотермах указан возраст литосферных плит в миллионах лет. Toc — геотермы океанических плит; Tm — адиабатическая температура верхней мантии; Ts — температура солидуса мантийного вещества; Tcl — геотерма древних (архейских) континентальных литосферных плит; КК — подошва континентальной коры; I — граница фазового перехода базальтов в эклогиты; II — эндотермический переход от жёсткой литосферы под континентами в пластичное состояние; III — подошва архейских участков континентальной литосферы.
Подвижность элементов и соединений зависит не только от их химических свойств, но также и от степени и глубины плавления мантийного вещества под рифтовыми зонами Земли — главными каналами поставки на земную поверхность ювенильных базальтовых магм и растворенных в них подвижных и летучих элементов. Если же мы рассматриваем подвижные элементы, концентрирующиеся преимущественно в континентальной коре, то показатели их подвижности зависят и от режимов переработки пород океанической коры и осадков в зонах поддвига плит (в зонах субдукции), где происходит вторичная мобилизация подвижных элементов и их переход из океанической коры в континентальную. Кроме того, часть элементов и химических соединений, например Н2О, СО2, К2O и т.д., ранее уже попавших во внешние геосферы (земную кору, гидросферу и атмосферу), могут вновь по зонам поддвига плит затягиваться в мантию и вновь вовлекаться в мантийный круговорот вещества. Поэтому под подвижностью таких элементов и соединений следует понимать их эффективное значение.
Здесь же отметим, что сами процессы дифференциации литофильных и дегазации летучих соединений становятся возможными только благодаря существованию в мантии конвективного массообмена, постоянно доставляющего к поверхности Земли в рифтовые зоны все новые и новые объёмы способного к сегрегации мантийного вещества. Отсюда следует, что скорость перехода подвижных компонентов из мантии во внешние геосферы Земли должна быть пропорциональной скорости конвективного массообмена в мантии.
В общем же случае за счёт разных механизмов дифференциации мантийного вещества и разных условий формирования континентальной коры, гидросферы и атмосферы в архее и послеархейское время показатели подвижности элементов и их соединений в эти столь разные эпохи могли существенно отличаться друг от друга. Это, безусловно, затрудняет решение задачи и заставляет привлекать дополнительные данные о распространении рассматриваемых компонентов в архее и протерозое. В некоторых случаях это условие выполнить удаётся. Так, если принять по С. Тейлору и С. Мак-Леннану (1988), что в архее образовалось по массе около 70% континентальной коры и в ней содержалось приблизительно 1,8% K2O, а для современной коры принять концентрацию равной 2,4%, то оказывается, что показатель подвижности калия в архее приблизительно равнялся 0,56, а в последующие эпохи — 1,07.
Аналогичная оценка термической диссоциации воды, находящейся в газообразном состоянии, на расплавленном металлическом железе в зонах дифференциации земного вещества (по реакции H2O + Fe — FeO + H2 + 5,8 ккал/моль), показывает, что в архее показатель подвижности воды равнялся 0,123, тогда как в послеархейское время он увеличился до 1,45. Таким образом, после архея эффективное значение показателя подвижности воды увеличилось в 12 раз.
Для урана и тория средние значения показателей подвижности оказались существенно более высокими, соответственно 2,26 и 2,65. В связи с этим, а также с радиоактивным распадом урана и тория концентрация этих элементов в мантии уменьшилась в наибольшей степени.
Как видно из графиков, приведённых на рис. 39, после начала развития в Земле процесса зонной сепарации металлического железа на рубеже катархея и архея, около 4 млрд лет назад, химический состав конвектирующей мантии резко изменился благодаря удалению из её вещества около 13% металлического железа. С тех пор концентрация в мантии наиболее распространённых и малоподвижных окислов SiO2, MgO, Al2O3, CaO (кривая 1) закономерно повышалась. В настоящее время их концентрация в мантии приблизительно в 1,4-1,5 раза выше, чем в первичном веществе Земли. Концентрация таких малоподвижных компонентов, как Na2O, также несколько повышалась, но все-таки заметно слабее, чем предыдущая группа соединений. Соединения H2O, K2O, Rb2O (кривые 2, 3) выносились из мантии в заметно большей степени, поэтому их концентрация со временем уменьшилась в 1,4-1,3 раза (если учесть диссоциацию воды, то для неё такой перепад концентраций может оказаться значительно большим). В ещё большей мере (в несколько раз) сократилась концентрация в мантии радиоактивных элементов U и Th (кривые 7 и 8). Происходило это, как уже отмечалось, по двум причинам — за счёт распада самих радиоактивных элементов и благодаря их большей литофильности и преимущественному переходу в континентальную кору. Начиная с середины архея около 3,2×109 лет назад, после перехода процесса зонной дифференциации земного вещества на выделение эвтектических расплавов Fe×FeO стала уменьшаться со временем и концентрация окиси FeO (кривая 5). Суммарное же содержание «ядерного» вещества в мантии (Fe + FeO + сидерофильные и халькофильные элементы), начиная с 4 млрд лет назад, закономерно уменьшалось, и к настоящему времени его осталось не более 7,5% от бывшей вначале концентрации 37,5%.
Необычно поведение свободного (металлического) железа в конвектирующей мантии (кривая 6). Как только в раннем архее произошло полное расплавление охваченных конвекцией участков верхней мантии и произошла плотностная дифференциация этих расплавов, сразу же концентрация металлического железа в них резко снизилась с 13,1% до близкого к равновесному уровню растворения железа в силикатных расплавах. В конце же архея, когда в конвектирующую мантию стало поступать первозданное земное вещество бывшей «сердцевины» Земли, концентрация металлического железа в мантии вновь повысилась. Этим, по-видимому, можно объяснить всплеск железорудной металлогении в позднем архее (образование железных руд киватинского типа). Кроме того, становится понятным, почему в некоторых позднеархейских и раннепротерозойских базальтах встречаются включения самородного железа, как, например, на о. Диско в Западной Гренландии (Левинсон-Лессинг, 1940). К моменту выделения земного ядра приблизительно 2,6 млрд лет назад средняя концентрация железа в мантии уже поднялась до 5,5%. Однако в дальнейшем содержание железа в мантии вновь стало плавно уменьшаться, но полностью исчезло оно из этой геосферы, судя по расчётам, только около 500 млн лет назад.
После полного исчезновения из мантии металлического железа освобождающийся при формировании «ядерного» вещества кислород стал связываться в магнетитовой фазе по реакции 5FeO — Fe2O + Fe3O4. В соответствии с этим начала возрастать и концентрация магнетита в мантийном веществе, поднявшись к настоящему времени примерно до 4% (кривая 9). Увеличение концентрации Fe3O4 в мантии будет продолжаться ещё приблизительно 600 млн. лет в будущем, до полного исчезновения из этой геосферы всего силикатного (двухвалентного) железа. После этого все мантийное железо окажется связанным только в магнетитовой фазе. В результате эндогенный кислород, освобождающийся по реакции 2Fe3O4 — 3Fe2O + 5O, уже сможет свободно достигать земную поверхность. В этом случае, при равновесной дегазации мантии за каждый миллион лет парциальное давление кислорода в атмосфере будет повышаться приблизительно на 1 атм, уничтожая при этом все живое на поверхности Земли.