Формирование гидросферы на Земле

Во второй половине ХХ в., особенно после опубликования известной работы В. Руби (Rubey, 1951) о геологической истории морской воды, стало почти общепризнанным представление о том, что происхождение гидросферы и накопление воды в океанах полностью определялось дегазацией мантии и, таким образом, зависело от эндогенных режимов развития Земли. В большинстве работ предполагалась ранняя дегазация Земли, начавшаяся сразу же после её возникновения, но в разных моделях протекавшая с разной скоростью. Однако в моделях такого рода скорость дегазации мантии принималась произвольной или обосновывалась общими соображениями, но только при условии равенства массы дегазированной воды её реальной массе в гидросфере. Поэтому и основанные на таких подходах закономерности накопления воды в океанах обычно носили лишь умозрительный характер и полностью исключали количественный подход.

С появлением теории тектоники литосферных плит и особенно после разработки основ концепции глобальной эволюции Земли возникла реальная возможность количественного описания процессов формирования океанов на Земле. Первые количественные модели роста массы воды в Мировом океане, основанные на представлениях наиболее общей концепции глобальной эволюции Земли (вобравшей в себя, как составную часть, тектонику литосферных плит), были выполнены ещё в середине 70-х — начале 80-х годов (Сорохтин, 1974, 1979). В этих моделях учитывалось, что скорость дегазации Земли прямо пропорциональна скорости конвективного массообмена в мантии Q&, а главный вклад в мантийную конвекцию вносит наиболее мощный энергетический процесс — гравитационная химико-плотностная дифференциация земного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию. Однако и в этих работах начало дегазации Земли ещё относилось к моменту окончания процесса формирования нашей планеты около 4,6 млрд лет назад.

Несколько позже (Монин, Сорохтин, 1984; Сорохтин, Ушаков, 1991) были опубликованы более совершенные модели формирования гидросферы, основанные на бародиффузионном и зонном механизмах дифференциации земного вещества. В этих моделях уже учитывалось, что дегазация Земли могла начаться значительно позже времени её образования (приблизительно на 600 млн лет) — только после предварительного прогрева первоначально холодных земных недр до температуры начала плавления силикатов и возникновения у молодой Земли первой астеносферы.

У молодой Земли отсутствовала гидросфера, а земная атмосферы была весьма разреженной и состояла только из азота и благородных газов. Все же летучие элементы и соединения, входящие сейчас в состав этих геосфер, тогда ещё находились в земных недрах в связанном состоянии. Дегазация Земли началась только после расплавления земного вещества в её верхних слоях, возникновения первых конвективных движений в верхней мантии и разрушения первозданной литосферной оболочки, т.е. после начала тектоно-магматической активности Земли около 4 млрд лет назад.

Первичная дегазация мантии, по-видимому, связана со снижением растворимости летучих компонентов в силикатных расплавах при относительно малых давлениях. В результате излившиеся на поверхность Земли мантийные расплавы, в основном базальты, а в архее и коматиитовые магмы, вскипали, отдавая излишки летучих элементов и соединений в атмосферу. Кроме того, часть летучих могла освобождаться и при выветривании изверженных пород после их разрушения в поверхностных условиях, однако главным механизмом дегазации воды все-таки является снижение её растворимости при охлаждении и кристаллизации водосодержащих базальтовых расплавов при низких давлениях (рис. 110).



Отсюда следует, что скорость дегазации Земли пропорциональна массе изливающихся на земную поверхность в единицу времени мантийных пород, содержанию в них летучих компонентов и их подвижности. В первом приближении скорость излияния мантийных пород пропорциональна тектонической активности Земли, определяемой её суммарными теплопотерями Q&m (см. рис. 56, кривая 1) или производной по времени от тектонического параметра Земли z&= Q&m/Q&mo, где Q&mo — современное значение идущего из мантии суммарного глубинного теплового потока.



В этом случае скорость дегазации мантии оказывается пропорциональной содержанию в мантии данного компонента (m_i)_m, его показателю подвижности χ и скорости конвективного массообмена в мантии z&



Тогда масса дегазированного i-го летучего компонента и его накопление во внешних геосферах Земли определится выражением:



где (m_i)₀ — суммарная масса i-го летучего компонента в Земле (в мантии и внешних геосферах). Для определения массы дегазированной из мантии летучей компоненты m₀, например воды в уравнение (30), необходимо подставить начальные и граничные условия по содержанию этого компонента (воды) во внешних геосферах Земли.

В связи с тем что механизмы дифференциации земного вещества в архее и послеархейское время принципиально отличались друг от друга, следует ожидать, что и показатели подвижности х летучих компонент, во всяком случае некоторых из них, также могут существенно отличаться друг от друга. В архее все силикатное вещество конвектирующей мантии вместе с содержащимися в нем летучими компонентами неизбежно проходило через слой расплавленного железа. При этом окислы, обладавшие меньшей теплотой образования, чем оксид двухвалентного железа (63,64 ккал/моль), должны были диссоциировать, отдавая свой кислород на окисление железа до двухвалентной закиси. Теплота образования водяного пара (флюида) равна 57,8 ккал/моль, а углекислого газа — 94,05 ккал/моль. Следовательно, пары воды, проходя через слой расплавленного железа в архейских зонах дифференциации земного вещества, должны были диссоциировать (с поглощением кислорода железом), тогда как углекислый газ мог беспрепятственно пересекать этот слой зонной дифференциации. Отсюда следует, что в архее показатель подвижности воды в уравнениях (29) и (30) был существенно меньшим, чем в послеархейское время, тогда как для углекислого газа показатель подвижности мог оставаться постоянным для всего времени его дегазации из мантии. Заметим попутно, что вместе с водой на расплавах железа в архее диссоциировали и многие другие окислы и сульфиды с малой величиной теплоты образования, восстанавливаясь при этом до свободных элементов.

Тектонический параметр Земли z, в уравнениях (29) и (30) был определён в предыдущих разделах. Поскольку показатели подвижности воды в архее и после архея могут резко отличаться друг от друга, то для расчёта дегазации мантии необходимо составить два уравнения дегазации (30) с разными показателями подвижности, объединив их условием неразрывности процесса дегазации на рубеже архея и протерозоя. В этом случае в двух уравнениях оказываются три неизвестных параметра: два показателя подвижности воды и начальная масса воды в земном веществе (m_H2O)₀. Следовательно, для количественного решения задачи необходимо определить и подставить в уравнения три независимых граничных условия.

Первым из краевых условий может быть суммарная масса воды, содержащаяся в современном океане, континентальной и океанической коре, вместе взятых. Используя наиболее вероятные значения массы воды в океане, а также данные по содержанию воды в земной коре, приведённые в работе А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1967) и дополненные собственными наблюдениями и расчётами, мы приняли для настоящего времени следующие значения масс воды в гидросфере: в океане 1,372×10²⁴ г, в континентальной коре вместе с континентальными водами и ледниками 0,446×10²⁴ г. Для океанической коры примем трёхслойное строение, включая осадочный слой со средней мощностью 0,5 км и плотностью 2,2 г/см³; слой, объединяющий базальты, долеритовые дайки и габбро общей мощностью 4 км и плотностью 2,9 г/см³; серпентинитовый слой мощностью 2 км и плотностью 3 г/см³. Примем также, что в осадках содержится до 20 % воды, в базальтах и габбро — около 2,5 и в серпентинитах — до 11 % связанной воды.

Тогда общее содержание воды в современной океанической коре приблизительно равно 0,358×10²⁴ г. Всего же во внешних геосферах Земли (в гидросфере) сейчас содержится 2,176×10²⁴ г воды. Это количество воды было дегазировано из недр Земли за все время её геологической жизни, т.е. за последние 4 млрд лет истории планеты. Строго говоря, это утверждение не совсем справедливо, поскольку часть попавшей на земную поверхность воды диссоциировала при гидратации пород океанической коры, часть диссоциировала в верхних слоях атмосферы (под влиянием солнечного излучения), а в протерозое и фанерозое значительная часть воды по зонам поддвига плит вновь постоянно возвращалась в мантию. Однако если принимать во внимание не абсолютную массу, а только её эффективное значение, равное разности масс дегазированной и субдуцированной воды, то все расчёты остаются в силе, лишь эффективное значение показателей подвижности χ оказывается несколько меньшим их реальных значений. Таким образом, принимаем, что в настоящее время во внешних геосферах Земли (в океанах, континентальных водах и запасах льда, в океанической и континентальной коре) находится около 2,176×10²⁴ г.

Для определения второго краевого условия задачи — суммарной массы воды на Земле (m_H2O)₀ — предварительно необходимо определить её массу в современной мантии.

Проблема определения концентрации воды в мантийном веществе сама по себе является фундаментальной для глобальной петрологии и, к сожалению, ещё окончательно не решена в основном из-за того, что практически все мантийные породы, попадающие на поверхность Земли, тут же (ещё в процессе подъёма и вывода на поверхность) интенсивно контаминируются поверхностными водами. Даже самые глубинные ксенолиты, например гранатовые перидотиты или эклогиты кимберлитовых трубок взрыва, на поверку оказываются лишь осколками древней океанической коры, затянутой на большие глубины под континенты по бывшим зонам субдукции (Сорохтин, 1985; Сорохтин, Митрофанов, Сорохтин, 1996). Тем не менее свежие базальты океанических островов, несмотря на возможность захвата ими морских вод, фильтрующихся через тела стратовулканов, обычно содержат очень мало воды — не более 0,3 % ОН (Йодер, Тилли, 1965). По этим и другим соображениям теоретического характера, большинство современных петрологов, изучающих горные породы мантийного происхождения, склонны считать, что воды в мантии исключительно мало. Так, А. Рингвуд (1981) принимает, что в мантии содержится около 0,1% воды, В. А. Пугин и Н. И. Хитаров (1978) считают, что её меньше 0,025-0,1%.

О содержании воды в мантийном веществе Земли косвенно может свидетельствовать и 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 для нас, поскольку лунные породы, в отличие от земных, не контаминированы летучими компонентами в экзогенных условиях и полностью отвечают своей ювенильной природе. В отношении воды, правда, следует учитывать её возможную потерю за счёт дегазации базальтовых расплавов во время их излияния на лунную поверхность, хотя при таких низких концентрациях воды её удаление из базальтов не должно быть значительным.

На наш взгляд, надёжные данные можно получить, анализируя составы закалочных стёкол недифференцированных толеитовых базальтов, излившихся в океанических рифтовых зонах на глубинах около 2 км и более (на этих глубинах при внешних давлениях воды, превышающих её критическое значение 220 бар, вообще не должна происходить потеря воды базальтами). В таких свежих базальтовых стёклах 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 стёкол 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 степени должна концентрироваться в базальтовых расплавах (Пугин, Хитаров, 1978). Поэтому можно ожидать, что в мантийном веществе концентрация воды не превышает все тех же 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 приблизительно равна (m_H2O)₀ ≈ 4,193×10²⁴ г.

Третьей опорной точкой расчётов могло бы послужить определение массы воды в гидросфере в промежуточный момент времени, естественно, если такое определение вообще возможно выполнить. При использовании дополнительных геологических данных это вполне разрешимая задача. Поскольку океан постепенно увеличивался в объёме, 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 поддвига океанических плит 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. Именно такая интерпретация послужила основой для количественных расчётов некоторых предшествующих моделей эволюции Мирового океана (Сорохтин, 1974; Монин, Сорохтин, 1984).

Однако в истории развития Мирового океана наиболее чётко и резко должен выделяться момент полного насыщения пород океанической коры водой и последующего отрыва поверхности растущего океана от среднего уровня стояния гребней срединноокеанических 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 подъёма 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.

Следовательно, после описываемого события должна была резко измениться и 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 ещё 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:



а также формальдегид — одно и соединений, послуживших, по-видимому, основой возникновения жизни на Земле (Галимов, 2001).

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:



В дальнейшем благодаря жизнедеятельности железобактерий, образующийся гематит мог переходить в магнетит, а кислород — усваиваться этими же бактериями (Слоботкин и др., 1995):



Однако в те далёкие времена существования почти бескислородной атмосферы и отсутствия у неё озонового слоя, реакция окисления железа в приповерхностных слоях океанической воды могла протекать и абиогенным путём, только за счёт фотодиссоциации воды жёстким ультрафиолетовым излучением Солнца (Braterman et al., 1983).

Окисленное трёхвалентное 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 чётко выраженные эпохи железонакопления. Первая из них наблюдалась во второй половине архея, приблизительно от 3,1-3 до 2,5 млрд лет назад, а вторая и наиболее крупная, с которой связано более 70 % мировых запасов железа, проявилась практически на всех континентах и началась около 2,2 млрд лет назад (Войткевич, Лебедько, 1975; Голдич, 1975). С первой эпохой связано образование железных руд киватинского типа, обычно ассоциирующихся с вулканогенноосадочными 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 протяжённым зонам бывших пассивных окраин континентов, попавших во время Сфекофеннской орогении в пояса коллизии континентов.

Таким образом, если приведённые выше предпосылки верны, то в качестве третьей опорной точки для расчётов мы могли бы 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. Но самое удивительное то, что использование для расчётов этих трёх возрастов приводит приблизительно к одинаковым результатам. Как же в таком случае эти решения совместить друг с другом? Ниже мы покажем, что в раннедокембрийской истории Земли насыщение океанической коры водой действительно должно было происходить три раза, и трижды поверхность океана должна была перекрывать гребни срединно-океанических хребтов. Первый раз — в раннем архее, около 3,6 млрд лет назад, второй раз — в начале позднего архея, приблизительно 3,1-3,0 млрд лет назад, и третий раз — в раннем протерозое, около 2,2 млрд лет назад (см. рис. 114). Причиной же такого явления были резкие колебания тектонической активности Земли и накопление воды в океане.



Более надёжно определено начало развития третей мировой трансгрессии океана или второй и крупнейшей эпохи накопления железорудных формаций — 2,2 млрд лет назад. Поэтому в наших расчётах мы воспользуемся именно этой датировкой.

Определение массы воды в гидросфере 2,2 млрд лет назад начнём с нахождения массы воды в океанах. По принятому нами предположению, в раннем протерозое, около 2.2 млрд лет назад, поверхность океана совпадала с уровнем гребней срединноокеанических хребтов. Поэтому средняя глубина океанов тогда точно равнялась средней глубине океанических впадин, измеряемой от того же среднего уровня стояния гребней срединно-океанических хребтов. Но из теории формирования литосферных плит известно, что глубина таких впадин Δh определяется простой зависимостью



где t — возраст литосферной плиты, тогда как тепловой поток q через океаническое дно определяется обратной зависимостью: q ~1√t. Отсюда сразу получается, что средняя глубина океанических впадин всегда обратно пропорциональна среднему значению пронизывающего океанское дно тепловому потоку.

Обратим внимание на то, что сейчас около 92% глубинного (мантийного) теплового потока проходит через океанические плиты, а на континенты (с учётом, 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 ещё больше. Поэтому для определения средних глубин океанов можно воспользоваться приведённой выше энергетической оценкой мантийного теплового потока Qm (см. рис. 56, кривая 2). Соответствующие расчёты показывают, что около 2,2 млрд лет назад средняя глубина океанов равнялась приблизительно 1 км.



Площадь океанов в протерозое, очевидно, 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, а эволюция массы континентов оценена в разделе 6.8 (см. рис. 79). Площадь океанов 2,2 млрд лет назад достигала 3,48×10¹⁸ см . Отсюда следует, что масса воды в океанах тогда достигала 0,325×10²⁴ г.



Массу воды, связанной в континентальной коре 2,2 млрд лет назад, нетрудно определить по приведённой выше зависимости, изображённой на рис. 79. По геологическим данным, в раннеархейской континентальной коре концентрация воды была исключительно низкой — близкой к её ювенильному содержанию, а дегазируемая из мантии вода добавляла к этой концентрации не более 0,01%. К концу архея, по нашим оценкам, эта 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 путём, правда, если удастся выяснить её строение. 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 (см. рис. 72). Другими словами, средняя мощность океанических осадков оказывается приблизительно обратно пропорциональной квадрату тектонической активности Земли Hs ~ 1/z&. Средняя мощность современных океанических осадков близка к 500 м, тогда 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_b пропорциональна перегреву мантии ΔT по отношению к температуре солидуса мантийного вещества T_s. Тогда H_b ~ (T_m — T_s), где T_m — приведённая к поверхности средняя температура мантии (современное значение T_m ~ 1 320 °C). Перегрев мантии ΔT был оценён и изображён на рис. 31. Учитывая это, находим, что 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 счёт 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 (Сорохтин, 1974; Лобковский и др., 1986). 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 объёма породы при её 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.

Принимая теперь, что средняя плотность пелагических осадков приблизительно равна 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 = 0,819×10²⁴ г.

Учитывая приведённые подходы и выполненные оценки, удалось определить и эволюцию строения океанической коры для всей геологической истории Земли. Результаты соответствующих расчётов приведены на рис. 111.



Составляя систему из двух уравнений типа (30) отдельно для архея и послеархейского времени, можно подставить в них найденные выше значения массы воды в современной Земле, её гидросфере и в гидросфере раннего протерозоя, около 2,2 млрд лет назад. Поскольку в этих уравнениях оказываются разными значения показателей подвижности воды, то их ещё необходимо объединить в общую систему условием неразрывности процесса дегазации на рубеже архея и протерозоя. Лишь после этого можно найти зависимость от времени дегазированной из мантии массы воды. При этом показатель подвижности воды в архее оказался равным χ₁ = 0,123, а в протерозое и фанерозое, как и предполагалось, почти в 12 раз большим — χ₂ = 1,45

Результаты расчёта накопления воды в гидросфере Земли приведены на рис. 112. Как видно из рисунка, 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 ёмкого резервуара связанной воды на Земле.



После образования серпентинитового слоя в раннем протерозое, около 2,5 млрд лет назад, заметные количества воды из океана перешли в этот слой, а масса воды в океане соответственно уменьшилась.

Найденные значения параметров в краевых условиях решаемой задачи являются приближенными, но степень их достоверности можно оценить только путём сравнения полученных теоретических результатов с эмпирическими геологическими данными. После того как удалось определить суммарную массу воды в Земле и значения показателей подвижности воды в архее и в послеархейское время, по уравнению (29) удаётся определить скорость накопления воды в земной гидросфере. График скорости дегазации воды из мантии, построенный таким путём, приведён на рис. 9.4. Из графика видно, что максимум скорости дегазации воды приходится на 2,5 млрд лет назад, т.е. на начало протерозоя, тогда как максимум тектонической активности Земли наблюдался в архее. Это кажущееся несогласие объясняется тем, что в архее, как уже говорилось, большая часть дегазировавшейся воды ещё 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 в полном соответствии с уравнением (29) и без потерь поступала в гидросферу Земли. Если бы в архее не происходило диссоциации воды на расплавах железа и показатель её 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 её 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 жёсткого 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 путём воды (около 0,194×10²⁴ г) оказывается приблизительно в 15 раз меньшей, чем произошедшая в архее потеря воды за счёт её диссоциации на расплавах железа в мантии (2,573×10²⁴). Однако несравненно большая часть окислов железа, возникавших за счёт 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 эту часть «потерянной» воды пока не представляется возможным.

Таким образом, если бы в архее не происходило диссоциации воды на железе, то это привело бы к дополнительному подъёму уровня океана более чем на 5 км! В этом случае Земля превратилась бы в планету «Океан». На наше счастье и счастье всех живых организмов суши, этого не произошло, и спас всех нас от «Всемирного потопа» в основном процесс формирования земного ядра, развивавшийся в архее по механизму зонной дифференциации богатого железом первичного земного вещества.

О химическом составе древних океанов и морей подробнее говорится в монографиях Т. Шопфа (1982) и Х. Холленда (1989). В этих работах приводятся убедительные аргументы в пользу того, что химический состав океанических вод с раннего докембрия находился в равновесии с летучими компонентами атмосферы и породами земной поверхности. Начиная же приблизительно с 2 млрд лет назад протерозойский океан уже характеризовался почти современными значениями солёности и химического состава.

В архее из так называемых «кислых дымов» без потерь мог дегазироваться только углекислый газ, теплота образования которого (94,05 ккал/моль) выше, чем у окиси железа (63,6 ккал/моль), тогда как, например, соляная кислота (теплота образования которой равна 22,1 ккал/моль), если таковая и присутствовала в первичном планетном веществе, должна была полностью разлагаться в расплавах железа, образуя в них хлориды железа FeCl₂ и FeCl₃ (теплоты образования которых соответственно равны 81,7 и 95,5 ккал/моль). При высоких температурах оба хлорида железа летучи. Поэтому образование HCl, но уже на земной поверхности могло происходить только благодаря гидролизу хлоридов железа с привносом тепла (т.е. в горячих источниках). Хлориды же щелочных металлов могли образовываться, например, путём реакций попавших на поверхность ювенильных галоидов со щелочными силикатами типа нефелина (или альбита):





Наиболее распространённые в горных породах окислы щёлочноземельных металлов (MgO, CaO, FeO) при растворении в воде (после выветривания самих пород) становятся химическими основаниями, активно вступающими в реакции с дегазированным из мантии углекислым газом, образуя тем самым карбонаты этих металлов. Однако, в архее существовала достаточно плотная углекислотная атмосфера, а карбонатов ещё возникало мало, поэтому воды архейских морей и океанов, находившиеся и тогда в равновесии с земной атмосферой, должны были характеризоваться кислой реакцией, по нашим оценкам с pH ≈ 3-5.