Накопление воды в Мировом океане и влияние этого процесса на развитие земной коры
Как видно из приведённого на рис. 113 графика, скорость дегазации воды из мантии в архее действительно была относительно умеренной, даже несмотря на высокую тектоническую активность Земли в ту далёкую эпоху. С максимальной же скоростью дегазация воды из мантии происходила уже после выделения у Земли плотного ядра и перехода её тектонического развития к тектонике литосферных плит, т.е. в начале протерозоя около 2,5 млрд лет назад, и достигала тогда 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, о чем мы уже говорили выше, существенной причиной этого явления были также 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 (см. рис. 38) в архее (особенно в его первой половине) составляла лишь незначительную часть всего земного вещества, содержавшего в себе тогда 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.
Расчёт содержания воды в гидросфере Земли для времени 2,2 млрд лет тому назад нам удалось благополучно завершить только потому, что мы предположили (правда, с высокой долей вероятности) совпадение в то время поверхности океана с уровнем стояния гребней срединно-океанических хребтов. Именно эта предпосылка, основанная на факте почти синхронного начала массового отложения железорудных формаций раннего протерозоя, позволила количественно оценить массу воды в океане того времени. Для периодов, когда поверхность океана превышала уровень гребней срединных хребтов или была заметно ниже его, т.е. для большего времени эволюции Земли, такой метод нахождения воды в океане уже не работает. Поэтому масса воды в океане для этого времени находилась по разности между её общей массой (дегазированной из мантии) и массой воды, связанной в континентальной и океанической коре.
О методике определения содержания воды в океанической коре протерозоя и фанерозоя, а также в континентальной коре для всего времени геологического развития Земли мы уже говорили в предыдущем разделе, оценивая содержание воды в гидросфере 2,2 млрд лет назад. Содержание связанной воды в океанической коре архея, сложенной мощными базальтовыми покровами, в периоды перекрытия океанической поверхностью гребней срединно-океанических хребтов определялось по максимальной гидратации базальтов (около 2,5 %) и по глубине предельного проникновения океанических вод в эту кору, определяемой геотермой критической температуры воды (374 °С).
При определении эволюции строения океанической коры важно было определить и среднюю мощность пелагических осадков, поскольку в них могут содержаться значительные объёмы связанной воды. Учитывая, что средняя мощность океанических осадков, как это было показано выше, приблизительно обратно пропорциональна квадрату тектонической активности Земли, можно оценить и эволюционные изменения средней мощности океанических осадков. Таким путём, в частности, было определено, что в архее мощность пелагических осадков не превышала 80 м, а в среднем составляла 15-25 м. Результаты такого расчёта были показаны на рис. 111. Определив далее по описанной методике среднюю глубину океанических впадин и их площади (с учётом 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. Результаты соответствующих расчётов приведены на рис. 114.
Как видно из рисунка, в раннем архее глубины океанических впадин по отношению к уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов были ещё не очень большими — от 80 до 200 м, но и воды в океанах было совсем мало. В начале и середине архея настоящих океанов ещё не было, а существовали лишь многочисленные изолированные между собой мелководные бассейны морского типа. Над уровнями этих морей тогда возвышались гребни срединно-океанических хребтов и особенно зоны торошения литосферных пластин, в центре которых тогда лишь зарождались ядра будущих континентальных массивов, высота воздымания которых достигала 6 км!
Напомним,чтостольвысокое стояние континентовв архееопределялось перегревом верхней мантии (см. рис. 31) и высокими тепловыми потоками того времени (см. рис. 56). В результате под архейскими континентальными щитами не могли формироваться мощные (и тяжёлые) литосферные плиты, а сама кора как «лёгкая пробка» возвышалась высоко над средней поверхностью мантии. В противоположность этому современная континентальная кора подстилается припаянной к ней мощной (до 200 км) и плотной (около3,3г/см3) литосферой ультраосновного состава, существенно притапливающей континенты в верхнюю мантию.
Высокое стояние континентальных щитов в архее приводило, естественно, к интенсивной физической эрозии поверхности. Это видно и в современном строении многих архейских щитов, на поверхности которых сейчас обнажаются амфиболитовые и гранулитовые фации глубинного метаморфизма, сформировавшиеся в своё время на глубинах 5-10 км. Есть примеры и глубокого метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации осадочных толщ позднего архея, например в Кейвском блоке Кольского полуострова. Но все-таки куда же девались огромные массы осадочных пород, которые при высоком стоянии континентальных блоков обязательно должны были отлагаться в архее?
Относительно незначительные объёмы осадочных пород архея скорее всего 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 млн лет (см. рис. 72), 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 и сейчас в гранит-зеленокаменных поясах архейских щитов (см. рис. 73). 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 ещё очень мелкими — не более 150 м. В конце раннего архея, около 3,3-3,2 млрд лет назад, вновь увеличилась глубина океанических впадин и гребни срединноокеанических хребтов опять обнажились. О возникновении в середине раннего архея первых океанов, правда, ещё исключительно мелких, свидетельствуют, в частности, изливавшиеся в подводных условиях подушечные лавы коматиитов 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 (см. рис. 114).
Подтверждением этого факта являются подушечные лавы — свидетели подводных базальтовых и коматиитовых излияний, распространённые практически во всех зеленокаменных поясах позднего архея. Одновременно заметно 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 её 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 (см. рис. 112), а их поверхность вновь опустилась ниже уровня гребней срединноокеанических хребтов (см. рис. 114). По нашим оценкам, раннепротерозойская регрессия океанов продолжалась около 300 млн лет — с 2,5 до 2,2 млрд лет назад. Только после полного насыщения океанической коры водой около 2,4 млрд лет назад масса воды в океане стала вновь быстро возрастать, а содержание её 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 произошёл существенный рост содержания воды в континентальной коре (см. рис. 112).
После полного насыщения серпентинитового слоя водой уровень океана вновь стал быстро 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 подъёмом уровня Мирового океана стала увеличиваться и глубина океанических впадин. Это привело к тому, что в фанерозое около 400 млн лет назад, наступила временная стабилизация уровня Мирового океана, после чего он вновь начал понижаться. К настоящему времени средняя глубина океанов достигла почти 4,5 км (без учёта шельфовых морей).
В связи с резким и значительным снижением тектонической активности Земли после образования у неё на рубеже архея и протерозоя плотного окисно-железного ядра в раннем протерозое уже начал действовать механизм тектоники литосферных плит и возникли пассивные окраины континентов, у подножий которых уже могли накапливаться достаточно мощные осадочные толщи. В это же время под континентами начала формироваться мощная и плотная литосфера, поэтому средний уровень стояния континентов стал постепенно снижаться. Однако в раннем протерозое высота стояния континентов ещё оставалась достаточно высокой (см. рис. 114), что привело к широкому распространению в это время конгломератов и граувакковых осадочных толщ, часто оказывавшихся рудоносными. Не исключено, что именно таким путём сформировалась верхняя часть рудоносного комплекса Витватерсранда в Южной Африке, несущего в себе богатейшие запасы золота и урана.
Следует обратить внимание на то, что в будущем при общем и ещё большем снижении тектонической активности Земли мощность осадков, отлагаемых на дне океанов, должна со временем существенно возрастать (см. рис. 111). Но осадки являются не менее эффективными, чем серпентиниты, резервуарами связанной воды. Поэтому в будущем при затухании тектонической деятельности Земли содержание воды в океанической коре (а точнее, в её осадочном слое) вновь начнёт возрастать, а масса воды в океане, наоборот, уменьшаться. Поэтому приблизительно через 1 млрд лет рост средней глубины океана почти полностью приостановится 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 и в будущем. В результате, приблизительно через 1,3 млрд лет в будущем срединно-океанические хребты могли бы вновь оказаться выступающими над океанскими водами, однако по прогнозу земного климата в далёком будущем, к этому времени все океаны должны будут полностью выкипеть.
Приведённые на рис. 114 графики изображают только эволюционные изменения уровня Мирового океана и средних глубин океанических впадин. В реальных условиях на эти сравнительно плавные эволюционные изменения с периодами порядка сотен миллионов лет, безусловно, накладывались более короткопериодные изменения глубин океанических впадин и эвстатические колебания уровня океана, вызывавшие трансгрессии и регрессии моря.
Рассмотренные здесь режимы развития океана чётко отражаются в отношениях изотопов стронция 87Sr/86Sr в океанических осадках и щелочных металлов K2O/Na2O в континентальных породах (см. рис. 78 и 77). Действительно, отношения изотопов 87Sr/86Sr в осадках формируются за счёт 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 Sr образуется благодаря β-распаду изотопа щелочного металла рубидия Rb, обычно концентрирующегося, как и калий, в щелочных породах континентов. Именно по этой причине 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 её породы, как мы видели, оставались слабогидратированными, а континентальная кора в те времена выплавлялась почти в сухих условиях (в основном с участием только ювенильных вод). В результате дифференциация Rb и Sr, а также K 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 поддвига литосферных плит. Воздействие же водных флюидов на процесс выплавления континентальной коры прежде всего приводит к ускоренному переносу в неё 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 β-распада радиоактивного изотопа 87Rb. В раннем протерозое, стали быстро возрастать и сами 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 2,2млрд лет назад) в коровых породах стабилизировались и отношения K2O/Na2O (см. рис. 77).
Следовательно, в первом приближении можно считать, что 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, как раз и возникают те отношения 87Sr/86Sr, эмпирическая зависимость которых от времени изображена на рис. 78.
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 (см. рис. 78). Несколько позже в зоны поддвига плит попадают и снесенные с континентов терригенные осадки с характерными для них отношениями K2O/Na2O ≈ 1,2. Но поскольку их суммарный объем в мезозое из-за трансгрессии моря на континенты оказался несколько меньшим по отношению к базальтам океанической коры, для которых характерны отношения K2O/Na2O ≈ 0,5, то выплавляемая из базальтов и терригенных осадков молодая континентальная кора также характеризовалась заметно меньшими отношениями этих окислов, что наглядно отмечено локальным минимумом в кайнозое (см. рис. 77).
Отношения изотопов стронция в осадках позволяют оценить соотношение эндогенного поступления и сносимого с континентов вещества. Современные значения отношений 87Sr/86Sr в океанических базальтах примерно равны 0,703, в океанической воде — 0,709 и в речном стоке — 0,719, откуда следует, что сейчас около 60% стронция поступает в океаны из рифтовых зон и примерно 40% — с речным стоком. Поскольку стронций в основном концентрируется в кальциевых минералах, то близкими соотношениями должен характеризоваться и режим поступления кальция в океаническую воду.
Рисунок 113. Скорость дегазации воды из мантии в гидросферу Земли
Помимо разных термодинамических условий выделения и диссоциации воды в архее и послеархейское время, о чем мы уже говорили выше, существенной причиной этого явления были также 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 (см. рис. 38) в архее (особенно в его первой половине) составляла лишь незначительную часть всего земного вещества, содержавшего в себе тогда 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.
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).
Расчёт содержания воды в гидросфере Земли для времени 2,2 млрд лет тому назад нам удалось благополучно завершить только потому, что мы предположили (правда, с высокой долей вероятности) совпадение в то время поверхности океана с уровнем стояния гребней срединно-океанических хребтов. Именно эта предпосылка, основанная на факте почти синхронного начала массового отложения железорудных формаций раннего протерозоя, позволила количественно оценить массу воды в океане того времени. Для периодов, когда поверхность океана превышала уровень гребней срединных хребтов или была заметно ниже его, т.е. для большего времени эволюции Земли, такой метод нахождения воды в океане уже не работает. Поэтому масса воды в океане для этого времени находилась по разности между её общей массой (дегазированной из мантии) и массой воды, связанной в континентальной и океанической коре.
О методике определения содержания воды в океанической коре протерозоя и фанерозоя, а также в континентальной коре для всего времени геологического развития Земли мы уже говорили в предыдущем разделе, оценивая содержание воды в гидросфере 2,2 млрд лет назад. Содержание связанной воды в океанической коре архея, сложенной мощными базальтовыми покровами, в периоды перекрытия океанической поверхностью гребней срединно-океанических хребтов определялось по максимальной гидратации базальтов (около 2,5 %) и по глубине предельного проникновения океанических вод в эту кору, определяемой геотермой критической температуры воды (374 °С).
При определении эволюции строения океанической коры важно было определить и среднюю мощность пелагических осадков, поскольку в них могут содержаться значительные объёмы связанной воды. Учитывая, что средняя мощность океанических осадков, как это было показано выше, приблизительно обратно пропорциональна квадрату тектонической активности Земли, можно оценить и эволюционные изменения средней мощности океанических осадков. Таким путём, в частности, было определено, что в архее мощность пелагических осадков не превышала 80 м, а в среднем составляла 15-25 м. Результаты такого расчёта были показаны на рис. 111. Определив далее по описанной методике среднюю глубину океанических впадин и их площади (с учётом 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. Результаты соответствующих расчётов приведены на рис. 114.
Рисунок 111. Эволюция строения океанической коры:
I — осадочный слой океанической коры, II — базалтово-габброидный слой океанической коры, III — серпентинитовый слой океанической коры, IV — подкоровая мантия; 1 — подошва осадочного слоя, 2 — подошва базальтово-габброидного слоя, 3 — подошва океанической коры (граница Мохоровичича), 4 — изотерма критической температуры воды 374 °С, ниже которой океаническая вода не может проникать (в архее эта граница совпадала с подошвой океанической коры).
Рисунок 114. Эволюция положения уровня океана (2), глубины океанических впадин (1)
и среднего уровня стояния континентов (3) по отношению к среднему уровню гребней срединно-океанических хребтов.
Как видно из рисунка, в раннем архее глубины океанических впадин по отношению к уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов были ещё не очень большими — от 80 до 200 м, но и воды в океанах было совсем мало. В начале и середине архея настоящих океанов ещё не было, а существовали лишь многочисленные изолированные между собой мелководные бассейны морского типа. Над уровнями этих морей тогда возвышались гребни срединно-океанических хребтов и особенно зоны торошения литосферных пластин, в центре которых тогда лишь зарождались ядра будущих континентальных массивов, высота воздымания которых достигала 6 км!
Напомним,чтостольвысокое стояние континентовв архееопределялось перегревом верхней мантии (см. рис. 31) и высокими тепловыми потоками того времени (см. рис. 56). В результате под архейскими континентальными щитами не могли формироваться мощные (и тяжёлые) литосферные плиты, а сама кора как «лёгкая пробка» возвышалась высоко над средней поверхностью мантии. В противоположность этому современная континентальная кора подстилается припаянной к ней мощной (до 200 км) и плотной (около3,3г/см3) литосферой ультраосновного состава, существенно притапливающей континенты в верхнюю мантию.
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).
Рисунок 56. Тектоническая активность Земли, определяемая глубинным тепловым потоком Qm:
1 — в среднем для Земли в целом; 2 — тектоническая активность архея в широтном кольцевом поясе над зоной дифференциации земного вещества; стрелкой отмечен момент выделения земного ядра.
Высокое стояние континентальных щитов в архее приводило, естественно, к интенсивной физической эрозии поверхности. Это видно и в современном строении многих архейских щитов, на поверхности которых сейчас обнажаются амфиболитовые и гранулитовые фации глубинного метаморфизма, сформировавшиеся в своё время на глубинах 5-10 км. Есть примеры и глубокого метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации осадочных толщ позднего архея, например в Кейвском блоке Кольского полуострова. Но все-таки куда же девались огромные массы осадочных пород, которые при высоком стоянии континентальных блоков обязательно должны были отлагаться в архее?
Относительно незначительные объёмы осадочных пород архея скорее всего 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 млн лет (см. рис. 72), 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 и сейчас в гранит-зеленокаменных поясах архейских щитов (см. рис. 73). 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.
Рисунок 72. Эволюция строения океанических литосферных плит и среднее время их нахождения на поверхности Земли:
1 — среднее время жизни плит; 2 — мощность океанической коры; 3 — критическая толщина литосферных плит, определяющая возможность погружения в мантию более мощных плит; 4 — мощность океанических плит в конце их среднего времени жизни; 5 — мощность базальтового слоя.
Рисунок 73. Картина формирования континентальной коры в архее
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 ещё очень мелкими — не более 150 м. В конце раннего архея, около 3,3-3,2 млрд лет назад, вновь увеличилась глубина океанических впадин и гребни срединноокеанических хребтов опять обнажились. О возникновении в середине раннего архея первых океанов, правда, ещё исключительно мелких, свидетельствуют, в частности, изливавшиеся в подводных условиях подушечные лавы коматиитов 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 (см. рис. 114).
Подтверждением этого факта являются подушечные лавы — свидетели подводных базальтовых и коматиитовых излияний, распространённые практически во всех зеленокаменных поясах позднего архея. Одновременно заметно 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 её 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 (см. рис. 112), а их поверхность вновь опустилась ниже уровня гребней срединноокеанических хребтов (см. рис. 114). По нашим оценкам, раннепротерозойская регрессия океанов продолжалась около 300 млн лет — с 2,5 до 2,2 млрд лет назад. Только после полного насыщения океанической коры водой около 2,4 млрд лет назад масса воды в океане стала вновь быстро возрастать, а содержание её 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 произошёл существенный рост содержания воды в континентальной коре (см. рис. 112).
Рисунок 112. Накопление воды в гидросфере Земли:
1 — суммарная масса дегазированной из мантии воды; 2 — масса воды в океане; 3 — масса воды, связанная в океанической коре; 4 — масса воды, связанная в континентальной коре.
После полного насыщения серпентинитового слоя водой уровень океана вновь стал быстро 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 подъёмом уровня Мирового океана стала увеличиваться и глубина океанических впадин. Это привело к тому, что в фанерозое около 400 млн лет назад, наступила временная стабилизация уровня Мирового океана, после чего он вновь начал понижаться. К настоящему времени средняя глубина океанов достигла почти 4,5 км (без учёта шельфовых морей).
В связи с резким и значительным снижением тектонической активности Земли после образования у неё на рубеже архея и протерозоя плотного окисно-железного ядра в раннем протерозое уже начал действовать механизм тектоники литосферных плит и возникли пассивные окраины континентов, у подножий которых уже могли накапливаться достаточно мощные осадочные толщи. В это же время под континентами начала формироваться мощная и плотная литосфера, поэтому средний уровень стояния континентов стал постепенно снижаться. Однако в раннем протерозое высота стояния континентов ещё оставалась достаточно высокой (см. рис. 114), что привело к широкому распространению в это время конгломератов и граувакковых осадочных толщ, часто оказывавшихся рудоносными. Не исключено, что именно таким путём сформировалась верхняя часть рудоносного комплекса Витватерсранда в Южной Африке, несущего в себе богатейшие запасы золота и урана.
Следует обратить внимание на то, что в будущем при общем и ещё большем снижении тектонической активности Земли мощность осадков, отлагаемых на дне океанов, должна со временем существенно возрастать (см. рис. 111). Но осадки являются не менее эффективными, чем серпентиниты, резервуарами связанной воды. Поэтому в будущем при затухании тектонической деятельности Земли содержание воды в океанической коре (а точнее, в её осадочном слое) вновь начнёт возрастать, а масса воды в океане, наоборот, уменьшаться. Поэтому приблизительно через 1 млрд лет рост средней глубины океана почти полностью приостановится 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 и в будущем. В результате, приблизительно через 1,3 млрд лет в будущем срединно-океанические хребты могли бы вновь оказаться выступающими над океанскими водами, однако по прогнозу земного климата в далёком будущем, к этому времени все океаны должны будут полностью выкипеть.
Приведённые на рис. 114 графики изображают только эволюционные изменения уровня Мирового океана и средних глубин океанических впадин. В реальных условиях на эти сравнительно плавные эволюционные изменения с периодами порядка сотен миллионов лет, безусловно, накладывались более короткопериодные изменения глубин океанических впадин и эвстатические колебания уровня океана, вызывавшие трансгрессии и регрессии моря.
Рассмотренные здесь режимы развития океана чётко отражаются в отношениях изотопов стронция 87Sr/86Sr в океанических осадках и щелочных металлов K2O/Na2O в континентальных породах (см. рис. 78 и 77). Действительно, отношения изотопов 87Sr/86Sr в осадках формируются за счёт 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 Sr образуется благодаря β-распаду изотопа щелочного металла рубидия Rb, обычно концентрирующегося, как и калий, в щелочных породах континентов. Именно по этой причине 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 её породы, как мы видели, оставались слабогидратированными, а континентальная кора в те времена выплавлялась почти в сухих условиях (в основном с участием только ювенильных вод). В результате дифференциация Rb и Sr, а также K 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 поддвига литосферных плит. Воздействие же водных флюидов на процесс выплавления континентальной коры прежде всего приводит к ускоренному переносу в неё 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 β-распада радиоактивного изотопа 87Rb. В раннем протерозое, стали быстро возрастать и сами 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 2,2млрд лет назад) в коровых породах стабилизировались и отношения K2O/Na2O (см. рис. 77).
Рисунок 77. Эволюция отношений K2O/Na2O в породах континентальной коры
(по Я. Вейзеру, 1980) в сопоставлении с кривой концентрации связанной воды в океанической коре (пунктирная линия)
Следовательно, в первом приближении можно считать, что 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, как раз и возникают те отношения 87Sr/86Sr, эмпирическая зависимость которых от времени изображена на рис. 78.
Рисунок 78. Эволюция отношений 87Sr/86Sr в океанических осадках
(по Я. Вейзеру, 1980) в сопоставлении с возрастным трендом этого отношения в мантийных породах (1) и с кривой концентрации связанной воды в континентальной коре (пунктирная линия).
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 (см. рис. 78). Несколько позже в зоны поддвига плит попадают и снесенные с континентов терригенные осадки с характерными для них отношениями K2O/Na2O ≈ 1,2. Но поскольку их суммарный объем в мезозое из-за трансгрессии моря на континенты оказался несколько меньшим по отношению к базальтам океанической коры, для которых характерны отношения K2O/Na2O ≈ 0,5, то выплавляемая из базальтов и терригенных осадков молодая континентальная кора также характеризовалась заметно меньшими отношениями этих окислов, что наглядно отмечено локальным минимумом в кайнозое (см. рис. 77).
Отношения изотопов стронция в осадках позволяют оценить соотношение эндогенного поступления и сносимого с континентов вещества. Современные значения отношений 87Sr/86Sr в океанических базальтах примерно равны 0,703, в океанической воде — 0,709 и в речном стоке — 0,719, откуда следует, что сейчас около 60% стронция поступает в океаны из рифтовых зон и примерно 40% — с речным стоком. Поскольку стронций в основном концентрируется в кальциевых минералах, то близкими соотношениями должен характеризоваться и режим поступления кальция в океаническую воду.