Глава 09. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ГИДРОСФЕРЫ И ОКЕАНОВ (1119271), страница 5
Текст из файла (страница 5)
Эволюция положения уровня океана (2), глубины океанических впадин (1) и среднего уровнястояния континентов (3) по отношению к среднему уровню гребней срединно-океанических хребтовКак видно из рисунка, в раннем архее глубины океанических впадин по отношениюк уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов были еще не очень большими– от 80 до 200 м, но и воды в океанах было совсем мало. В начале и середине археянастоящих океанов еще не было, а существовали лишь многочисленные изолированные261между собой мелководные бассейны морского типа. Над уровнями этих морей тогдавозвышались гребни срединно-океанических хребтов и особенно зоны торошениялитосферных пластин, в центре которых тогда лишь зарождались ядра будущихконтинентальных массивов, высота воздымания которых достигала 6 км!Напомним, что столь высокое стояние континентов в архее определялосьперегревом верхней мантии (см.
рис. 4.2) и высокими тепловыми потоками того времени(см. рис. 5.16). В результате под архейскими континентальными щитами не моглиформироваться мощные (и тяжелые) литосферные плиты, а сама кора как “легкая пробка”возвышалась высоко над средней поверхностью мантии. В противоположность этомусовременная континентальная кора подстилается припаянной к ней мощной (до 200 км) иплотной (около 3,3 г/см3) литосферой ультраосновного состава, существеннопритапливающей континенты в верхнюю мантию.Высокое стояние континентальных щитов в архее приводило, естественно, кинтенсивной физической эрозии поверхности. Это видно и в современном строениимногих архейских щитов, на поверхности которых сейчас обнажаются амфиболитовые игранулитовые фации глубинного метаморфизма, сформировавшиеся в свое время наглубинах 5–10 км.
Есть примеры и глубокого метаморфизма эпидот-амфиболитовойфации осадочных толщ позднего архея, например в Кейвском блоке Кольскогополуострова. Но все-таки куда же девались огромные массы осадочных пород, которыепри высоком стоянии континентальных блоков обязательно должны были отлагаться вархее?Относительно незначительные объемы осадочных пород архея скорее всегоявляются только кажущимися.
Действительно, отлагавшиеся у подножий архейскихконтинентальных блоков осадки, преимущественно конгломерато-брекчии и аркозограуваковые песчаники, попадая на океанические базальтовые пластины, моглинакапливаться там только за промежутки времени порядка средней продолжительностижизни самих пластин. Но благодаря высокой тектонической активности архея время ихжизни было всего 0,1–2 млн лет (см. рис. 6.16), после чего океанические базальтовыепластины вместе с отложившимися на них осадками надвигались на краевые зоныконтинентальных массивов. За такой малый промежуток времени на океаническом днеуспевало накопиться не более 20–50 м осадков. После же попадания в зоны скучиванияокеанических пластин и их погружения в горячую мантию (под тяжестью вновьнадвигаемых пластин) осадки вместе с гидратированными базальтами переплавлялись,порождая тем самым гранитоидные интрузии, обнажающиеся и сейчас в гранитзеленокаменных поясах архейских щитов (см.
рис. 6.17). Таким образом, огромные массытерригенных осадочных пород архея благодаря интенсивным процессам рециклинга вновьпричленялись к континентальным щитам, но уже в составе гранитоидных интрузий, массакоторых также огромна.В середине раннего архея, около 3,5–3,4 млрд лет назад, поверхность океана насравнительно короткое время перекрыла гребни срединно-океанических хребтов, но этиокеаны были еще очень мелкими – не более 150 м. В конце раннего архея, около 3,3–3,2млрд лет назад, вновь увеличилась глубина океанических впадин и гребни срединноокеанических хребтов опять обнажились. О возникновении в середине раннего археяпервых океанов, правда, еще исключительно мелких, свидетельствуют, в частности,изливавшиеся в подводных условиях подушечные лавы коматиитов зеленокаменногопояса Барбертон, характеризующиеся таким же возрастом, тогда как более древние иболее молодые базальты раннего архея часто несут в себе черты субаэральных покровов.Такая геодинамическая обстановка раннего архея позволяет предполагать меньшуюстепень первичной гидратации базальтов (и зеленокаменных поясов) в начале и серединеархея.262В позднем архее в связи с резким возрастанием тектонической активности Землисредние глубины океанических впадин вновь существенно уменьшились – до 100–200 м,тогда как глубины океанов увеличились до 200–400 м.
Соответственно все гребнисрединно-океанических хребтов вновь оказались под водой, и опять возникло единоезеркало Мирового океана (см. рис. 9.5). Подтверждением этого факта являютсяподушечные лавы – свидетели подводных базальтовых и коматиитовых излияний,распространенные практически во всех зеленокаменных поясах позднего архея.Одновременно заметно усилилась гидратация базальтовой океанической коры исвязывание углекислого газа атмосферы в карбонатах.
В результате стали откладыватьсяхемогенные известняки, наиболее ярким примером которых может служить мощнаятолща мраморов и кальцифиров Слюдянской серии, образовавшейся в самом конце архея.В это время над поверхностью океана возвышались только высоко стоящие архейскиеконтинентальные щиты.
В конце архея на Земле образовался первый в ее историисуперконтинент – Моногея, поэтому тогда же впервые должен был возникнуть и единыйокеан – Моноталасса.Наиболее резкие перераспределения воды во внешних геосферах Землипроисходили в раннем протерозое, особенно после возникновения серпентинитового слояокеанической коры около 2,5 млрд лет назад. Именно с этого времени стала резковозрастать гидратация океанической коры и как следствие – уменьшилась масса воды вокеанах (см. рис. 9.3), а их поверхность вновь опустилась ниже уровня гребней срединноокеанических хребтов (см. рис.
9.5). По нашим оценкам, раннепротерозойская регрессияокеанов продолжалась около 300 млн лет – с 2,5 до 2,2 млрд лет назад. Только послеполного насыщения океанической коры водой около 2,4 млрд лет назад масса воды вокеане стала вновь быстро возрастать, а содержание ее в океанической коре почтистабилизировалось, лишь слабо меняясь в связи с общим уменьшением площади океанови изменениями мощности серпентинитового слоя. После начала действия механизмовтектоники литосферных плит и насыщения серпентинитового слоя водой в раннемпротерозое произошел существенный рост содержания воды в континентальной коре (см.рис.
9.3).После полного насыщения серпентинитового слоя водой уровень океана вновь сталбыстро повышаться (со скоростью около 1 см за 5 тыс. лет), и за первый миллиард лет онподнялся над гребнями срединных хребтов приблизительно на 1,8 км. Но одновременно сподъемом уровня Мирового океана стала увеличиваться и глубина океанических впадин.Это привело к тому, что в фанерозое около 400 млн лет назад, наступила временнаястабилизация уровня Мирового океана, после чего он вновь начал понижаться. Кнастоящему времени средняя глубина океанов достигла почти 4,5 км (без учеташельфовых морей).В связи с резким и значительным снижением тектонической активности Землипосле образования у нее на рубеже архея и протерозоя плотного окисно-железного ядра враннем протерозое уже начал действовать механизм тектоники литосферных плит ивозникли пассивные окраины континентов, у подножий которых уже могли накапливатьсядостаточно мощные осадочные толщи. В это же время под континентами началаформироваться мощная и плотная литосфера, поэтому средний уровень стоянияконтинентов стал постепенно снижаться.
Однако в раннем протерозое высота стоянияконтинентов еще оставалась достаточно высокой (см. рис. 9.5), что привело к широкомураспространению в это время конгломератов и граувакковых осадочных толщ, частооказывавшихся рудоносными (см. гл. 11). Не исключено, что именно таким путемсформировалась 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 еще большемснижении тектонической активности Земли мощность осадков, отлагаемых на дне263океанов, должна со временем существенно возрастать (см. рис. 9.2).
Но осадки являютсяне менее эффективными, чем серпентиниты, резервуарами связанной воды. Поэтому вбудущем при затухании тектонической деятельности Земли содержание воды вокеанической коре (а точнее, в ее осадочном слое) вновь начнет возрастать, а масса воды вокеане, наоборот, уменьшаться. Поэтому приблизительно через 1 млрд лет рост среднейглубины океана почти полностью приостановится в связи с возрастанием поглощения водтолщей океанических осадков. Прогрессивное снижение уровня океана, связанное собщим ослаблением тектонической активности Земли и соответствующим увеличениемглубины океанических впадин, продолжится и в будущем.
В результате, приблизительночерез 1,3 млрд лет в будущем срединно-океанические хребты могли бы вновь оказатьсявыступающими над океанскими водами, однако по прогнозу земного климата в далекомбудущем (см. раздел 10.6), к этому времени все океаны должны будут полностьювыкипеть.Приведенные на рис. 9.5 графики изображают только эволюционные измененияуровня Мирового океана и средних глубин океанических впадин. В реальных условиях наэти сравнительно плавные эволюционные изменения с периодами порядка сотенмиллионов лет, безусловно, накладывались более короткопериодные изменения глубинокеанических впадин и эвстатические колебания уровня океана, вызывавшиетрансгрессии и регрессии моря, о чем подробнее будет сказано в разделе 9.3.Рассмотренные здесь режимы развития океана четко отражаются в отношенияхизотопов стронция 87Sr/86Sr в океанических осадках и щелочных металлов K2O/Na2O вконтинентальных породах (см.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
