Глава 09. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГИДРОСФЕРЫ И ОКЕАНОВ (1119271)
Текст из файла
249Глава 9. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГИДРОСФЕРЫ И ОКЕАНОВМолодая Земля в катархее была лишена как гидросферы, так и плотной атмосферы(см. раздел 3.7). Поэтому естественно предположить, что эти внешние и весьмаподвижные геосферы возникли на Земле только благодаря ее дегазации, которая могланачаться лишь после возникновения в недрах процессов дифференциации земноговещества и появления первых признаков эндогенной тектономагматической активности наповерхности около 4 млрд лет назад.
Следует ожидать также, что дегазация Земли, аточнее, ее мантии существенно зависела не только от тектонической активности,определяемой интенсивностью конвективных движений в мантии, но и от ее химическогосостава. Основные черты эволюции химического состава конвектирующей мантии былирассмотрены в разделе 4.5.В протерозое и фанерозое после окончания процесса формирования земного ядрапонятия “конвектирующая мантия” и просто “мантия Земли” полностью совпадают. Но вархее это было не так. Под конвектирующей мантией в архее будем понимать толькоучастки земной оболочки, прошедшие дифференциацию (перекрывающие зоны сепарациижелеза и его окислов в земных недрах) и охваченные конвективными течениями.
Враннем архее конвектирующая мантия была еще сравнительно тонкой, но постепенноувеличивалась по массе (см. рис. 4.9), скорее всего существовала в виде кольцевойгеосферы под экваториальным поясом Земли (см. разделы 4.4 и 6.7). Только к концу археяона превратилась в полностью сферическую оболочку.9.1. Формирование гидросферы на ЗемлеВо второй половине ХХ в., особенно после опубликования известной работы В.Руби (Rubey, 1951) о геологической истории морской воды, стало почти общепризнаннымпредставление о том, что происхождение гидросферы и накопление воды в океанахполностью определялось дегазацией мантии и, таким образом, зависело от эндогенныхрежимов развития Земли.
В большинстве работ предполагалась ранняя дегазация Земли,начавшаяся сразу же после ее возникновения, но в разных моделях протекавшая с разнойскоростью. Однако в моделях такого рода скорость дегазации мантии принималасьпроизвольной или обосновывалась общими соображениями, но только при условииравенства массы дегазированной воды ее реальной массе в гидросфере. Поэтому иоснованные на таких подходах закономерности накопления воды в океанах обычноносили лишь умозрительный характер и полностью исключали количественный подход.С появлением теории тектоники литосферных плит и особенно после разработкиоснов концепции глобальной эволюции Земли возникла реальная возможностьколичественного описания процессов формирования океанов на Земле.
Первыеколичественные модели роста массы воды в Мировом океане, основанные напредставлениях наиболее общей концепции глобальной эволюции Земли (вобравшей всебя, как составную часть, тектонику литосферных плит), были выполнены еще всередине 70-х – начале 80-х годов (Сорохтин, 1974, 1979). В этих моделях учитывалось,что скорость дегазации Земли прямо пропорциональна скорости конвективногомассообмена в мантии Q&, а главный вклад в мантийную конвекцию вносит наиболеемощный энергетический процесс – гравитационная химико-плотностная дифференциацияземного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию.Однако и в этих работах начало дегазации Земли еще относилось к моменту окончанияпроцесса формирования нашей планеты около 4,6 млрд лет назад.Несколько позже (Монин, Сорохтин, 1984; Сорохтин, Ушаков, 1991) былиопубликованы более совершенные модели формирования гидросферы, основанные набародиффузионном и зонном механизмах дифференциации земного вещества (см.
разделы4.2 и 4.3). В этих моделях уже учитывалось, что дегазация Земли могла начатьсязначительно позже времени ее образования (приблизительно на 600 млн лет) – только250после предварительного прогрева первоначально холодных земных недр до температурыначала плавления силикатов и возникновения у молодой Земли первой астеносферы.У молодой Земли отсутствовала гидросфера, а земная атмосферы была весьмаразреженной и состояла только из азота и благородных газов.
Все же летучие элементы исоединения, входящие сейчас в состав этих геосфер, тогда еще находились в земныхнедрах в связанном состоянии (см. гл. 3). Дегазация Земли началась только послерасплавления земного вещества в ее верхних слоях, возникновения первых конвективныхдвижений в верхней мантии и разрушения первозданной литосферной оболочки, т.е. посленачала тектономагматической активности Земли около 4 млрд лет назад.Первичная дегазация мантии, по-видимому, связана со снижением растворимостилетучих компонентов в силикатных расплавах при относительно малых давлениях. Врезультате излившиеся на поверхность Земли мантийные расплавы, в основном базальты,а в архее и коматиитовые магмы, вскипали, отдавая излишки летучих элементов исоединений в атмосферу. Кроме того, часть летучих могла освобождаться и привыветривании изверженных пород после их разрушения в поверхностных условиях,однако главным механизмом дегазации воды все-таки является снижение еерастворимости при охлаждении и кристаллизации водосодержащих базальтовыхрасплавов при низких давлениях (рис.
9.1).Рис. 9.1. Кривая солидуса оливиновых базальтов в зависимости от давления (содержания) воды,растворенной в базальтовом расплаве, по Х. Йодеру (1979). При кристаллизации базальтов происходитвыделение растворенной в базальтовых расплавах водыОтсюда следует, что скорость дегазации Земли пропорциональна массеизливающихся на земную поверхность в единицу времени мантийных пород, содержаниюв них летучих компонентов и их подвижности. В первом приближении скорость излияниямантийных пород пропорциональна тектонической активности Земли, определяемой еесуммарными теплопотерями Q&m (см. рис. 5.16, кривая 1) или производной по времени оттектонического параметра Земли z&= Q& /Q& , где Q& – современное значение идущегоmm0m0из мантии суммарного глубинного теплового потока (см.
раздел 5.6).В этом случае скорость дегазации мантии оказывается пропорциональнойсодержанию в мантии данного компонента (mi)m, его показателю подвижности χι искорости конвективного массообмена в мантии z&m&i = −(mi ) m ⋅ χ i ⋅ z&.(9.1)Тогда масса дегазированного i-го летучего компонента и его накопление во внешнихгеосферах Земли определится выражением:mi = (mi ) 0 ⋅ 1 − e -χ i ⋅ z ,(9.2)()251где (mi)0 – суммарная масса i-го летучего компонента в Земле (в мантии и внешнихгеосферах). Для определения массы дегазированной из мантии летучей компоненты mi,например воды в уравнение (9.2), необходимо подставить начальные и граничные условияпо содержанию этого компонента (воды) во внешних геосферах Земли.В связи с тем что механизмы дифференциации земного вещества в архее ипослеархейское время принципиально отличались друг от друга, следует ожидать, что ипоказатели подвижности χι летучих компонент, во всяком случае некоторых из них, такжемогут существенно отличаться друг от друга.
В архее все силикатное веществоконвектирующей мантии вместе с содержащимися в нем летучими компонентаминеизбежно проходило через слой расплавленного железа. При этом окислы, обладавшиеменьшей теплотой образования, чем оксид двухвалентного железа (63,64 ккал/моль),должны были диссоциировать, отдавая свой кислород на окисление железа додвухвалентной закиси. Теплота образования водяного пара (флюида) равна 57,8ккал/моль, а углекислого газа – 94,05 ккал/моль. Следовательно, пары воды, проходя черезслой расплавленного железа в архейских зонах дифференциации земного вещества,должны были диссоциировать (с поглощением кислорода железом), тогда как углекислыйгаз мог беспрепятственно пересекать этот слой зонной дифференциации. Отсюда следует,что в архее показатель подвижности воды в уравнениях (9.1) и (9.2) был существенноменьшим, чем в послеархейское время, тогда как для углекислого газа показательподвижности мог оставаться постоянным для всего времени его дегазации из мантии.Заметим попутно, что вместе с водой на расплавах железа в архее диссоциировали имногие другие окислы и сульфиды с малой величиной теплоты образования,восстанавливаясь при этом до свободных элементов.Тектонический параметр Земли z, в уравнениях (9.1) и (9.2) был определен вразделе 5.6.
Поскольку показатели подвижности воды в архее и после архея могут резкоотличаться друг от друга, то для расчета дегазации мантии необходимо составить двауравнения дегазации (9.2) с разными показателями подвижности, объединив их условиемнеразрывности процесса дегазации на рубеже архея и протерозоя. В этом случае в двухуравнениях оказываются три неизвестных параметра: два показателя подвижности воды иначальная масса воды в земном веществе (mH 2O ) 0 . Следовательно, для количественногорешения задачи необходимо определить и подставить в уравнения три независимыхграничных условия.Первым из краевых условий может быть суммарная масса воды, содержащаяся всовременном океане, континентальной и океанической коре, вместе взятых.
Используянаиболее вероятные значения массы воды в океане, а также данные по содержанию воды вземной коре, приведенные в работе А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского (1967) идополненные собственными наблюдениями и расчетами, мы приняли для настоящеговремени следующие значения масс воды в гидросфере: в океане 1,372·1024 г, вконтинентальной коре вместе с континентальными водами и ледниками 0,446·1024 г. Дляокеанической коры примем трехслойное строение, включая осадочный слой со среднеймощностью 0,5 км и плотностью 2,2 г/см3; слой, объединяющий базальты, долеритовыедайки и габбро общей мощностью 4 км и плотностью 2,9 г/см3; серпентинитовый слоймощностью 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.
Тогдаобщее содержание воды в современной океанической коре приблизительно равно0,358·1024 г. Всего же во внешних геосферах Земли (в гидросфере) сейчас содержится2,176·1024 г воды. Это количество воды было дегазировано из недр Земли за все время еегеологической жизни, т.е. за последние 4 млрд лет истории планеты. Строго говоря, этоутверждение не совсем справедливо, поскольку часть попавшей на земную поверхностьводы диссоциировала при гидратации пород океанической коры (см. раздел 9.4), частьдиссоциировала в верхних слоях атмосферы (под влиянием солнечного излучения), а в252протерозое и фанерозое значительная часть воды по зонам поддвига плит вновь постоянновозвращалась в мантию.
Характеристики
Тип файла PDF
PDF-формат наиболее широко используется для просмотра любого типа файлов на любом устройстве. В него можно сохранить документ, таблицы, презентацию, текст, чертежи, вычисления, графики и всё остальное, что можно показать на экране любого устройства. Именно его лучше всего использовать для печати.
Например, если Вам нужно распечатать чертёж из автокада, Вы сохраните чертёж на флешку, но будет ли автокад в пункте печати? А если будет, то нужная версия с нужными библиотеками? Именно для этого и нужен формат PDF - в нём точно будет показано верно вне зависимости от того, в какой программе создали PDF-файл и есть ли нужная программа для его просмотра.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
