<<
>>

ИСТОРИЯ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ

Образование атмосферы и гидросферы как результат вулканических процессов. Вулканические газы. Первичная атмосфера и гидросфера при темиературе лучистого равновесия. Происхождение солености океана.

История атмосферного кислорода по геологическим данным. История углекислого газа

В этой главе излагаются в основном представления А. П. Виноградова (1967), согласпо которым атмосфера и гидросфера образовались в результате дегазации лав, выплавлявшихся из верхней мантии Земли и создавших земную кору.

Атмосфера и гидросфера состоят из легких и летучих веществ, содержание которых в Земле в целом очепь мало — гораздо меньше, чем в космосе. Так, отношение массы инертных газов к массе кремния в Земле в 10б— 10‘4 раз меньше, чем в космосе; для водорода это различие составляет 10 6,6 раз, для азота —105'9 раз, для углерода — 10* раз. Этот дефицит легких и летучих веществ возник, по-видимому, еще в протоиланетном облаке, из которого затем сформировалась Земля. Причинами образования дефицита могли быть нагрев части нротопланетного облака солнечным излучением и короткоживущими радиоактивными изотопами (по некоторым оценкам до 500—600° С) и «выметание» из облака выделяющихся при нагреве легких и летучих веществ «солнечным ветром» (т. е. потоками солнечной плазмы) п давлением света. Указанный дефицит и объясняет относительную малость атмосферы и гидросферы, массы которых составляют только одну миллионную и одну четырехтысячную долю массы всей Земли.

В момент формирования Земли из нротопланетного облака все элементы ее будущей атмосферы и гидросферы находились в связанном виде в составе твердых веществ: вода — в гидроокислах, азот — в нитридах и, возможно, в нитратах, кислород — в окислах металлов, углерод — в графитах, карбидах и карбонатах. Бомбардировка поверхности Земли планетезималями в то время могла приводить к выделению летучих веществ, 110 вода, углекислый

газ, «кислые дымы» и другие активные вещества должны были поглощаться раздробленными породами, так что первичная атмосфера на этом этапе состояла, по-видимому, лишь из небольших количеств азота, аммиака и инертных газов.

Дальнейшее наращивание атмосферы и образование гидросферы связаны с выплавками базальтов, водяного пара и газов из верхней мантии при вулканических процессах, развившихся уже в первые 0,5—1 млрд лет существования Земли в результате разогревания ее недр при гравитационном сжатии (включая формирование и рост уплотненного ядра) и за счет распада радиоактивных изотопов (как остатков короткоживущих изотопов, так и, главное, долгоживущих изотопов, которых тогда было в 4—7 раз больше, чем сейчас).

Мы говорим здесь о выплавках веществ именно из верхней мантии (а не из коры), так как магматические очаги, питающие вулканы, находятся в основном в астеносфере (приоритет на установление этого факта принадлежит советскому вулканологу Г. С. Горшкову).

Интенсивность современных вулканических процессов на Земле представляется вполне достаточной для образования за время существования Земли всей ее коры, гидросферы и атмосферы. В доказательство этого Е. К. Мар- хинип (1967) приводит следующие подсчеты. Количество твердого вещества, ежегодно поставляемого вулканами Курильских островов, оценено в 0,08 км3, т. е. при среднем удельном весе этих пород 2 г/смэ— в 0,16 млрд. т. Курильские острова — это только одна из 22 островных дуг периферии Тихого океана. Стало быть, все эти островные дуги в сумме дают ежегодно порядка 0,16 X 22= =3,52 млрд. т вещества (приблизительно такая же величина получается из суммировании объемов веществ, извергнутых из недр Земли во время наиболее сильных вулканических извержений ва 1800—1964 гг.).

Чтобы учесть вулканизм вне островных дуг (т. е. главным образом в срединно-океанских хребтах), увеличим полученную цифру в 2—3 рава. Тогда интенсивность современного вулкапизма будет оцениваться в 6—10 млрд. т вещества в год. Если вулканизм имел интенсивность такого же порядка п раньше (а по рис. И максимум интенсивности эволюционных процессов, выражаемой скоростью роста земного ядра, был достигнут 1,4 млрд. лет тому назад), то за 4,6 млрд. лет существования Земли он доста

вил на ее поверхность (2,8—4,6) • 10 ’ триллионов т вещества, т.

е; как раэ количество порядка массы земной коры.

Газы, выделяющиеся из современных вулканов, содержат преимущественно водяной пар (его, по-видимому, пе мепее 75%; так, в газах из базальтовых лав гавайских вулканов с температурами 1200° С обнаруживается 70— 80 об. % Н20; в фумарольных газах Курильских островов с температурами около 100° С содержится 79,7 вес. % Н20). Второй по значению составляющей является углекислый газ (в газах из гавайских базальтовых лав его 6—15 об. %, в курильских фумарольных газах—19,6 вес. %). В вулканических газах немало хлора (в газах Кплауэа — около 7%), встречаются метан СН4 (иногда до 3%), аммиак NH3 и другие компоненты. Проводившиеся измерения показали, что при температурах 800—1000° из лав отгоняются, кроме водяного пара, преимущественно «кислые дымы» — HG1 и HF, при температуре 500° — сера и ее соединения H2S, S02 и другие, а при более низких температурах — борная кислота и соли аммония.

Большой интерес представляют результаты химического анализа содержимого газовых пузырьков в древнейших (по-видимому, катархейских) кварцитах Курумкан- ской свиты (мощностью более 1000 м) Алданского щита. В этих пузырьках отсутствует свободный кислород, около 60% составляет углекислый газ, около 35% — H2S, SCh, NH3 и кислые дымы НС1 и HF, в небольших количествах присутствуют азот и инертные газы.

Таким образом, можно думать, что при дегазации лав на поверхность Земли поступали пары воды, соединения углерода (С02, СО и СН4), аммиак, сера и ее соединения (H2S и S02), галоидные кислоты (НС1, HF, HBr, HJ), борная кислота, водород, аргон и некоторые другие газы. Эта первичная атмосфера сначала, конечно, была чрезвычайно топкой, поэтому ее температура у поверхности Земли была очень близкой к температуре лучистого равновесия, получающейся в результате приравниваппя потока поглощаемого поверхностью солнечного тепла потоку уходящего излучения поверхности Земли, пропорциональному четвертой степени температуры этой поверхности (по некоторым предположениям температура могла быть выше, чем при лучистом равновесии, из-за парпикового эффекта, создававшегося аммиаком).

Эта температура (при современной отражательной способности Земли 0,28) в среднем равна 15° С. Следовательно, почти весь водяной

пар вулканических газов должен был конденсироваться, превращаясь в жидкую воду и тем самым формируя гидросферу.

В первичный океан переходили, растворяясь в воде, также и другие составные части вулканических газов — большая доля углекислого газа, кислоты, сера и ее соединения и часть аммиака. В результате первичная атмосфера, содержавшая в равновесии с океаном главным образом водяной пар и небольшие количества С02, СО, СН4, NH3, H2S, кислых дымов и инертных газов, оставалась тонкой. Следовательно, температурные условия не испытывали слишком больших изменений и оставались в среднем в пределах существования жидкой воды. Это и определило одну из специфических особенностей Земли, отличающую ее от других планет Солнечной системы,— постоянное наличие на ней гидросферы. В свою очередь, оно наложило существенный отпечаток на дальнейшую эволюцию земной коры, поверхности Земли и атмосферы.

Прямым фактическим доказательством существовапия гидросферы на Земле во все геологические времена до архея и даже до катархея включительно является обнаружение в земной коре осадочных пород соответствующих возрастов. Наиболее древние осадочные породы недавно обнаружены английскими геологами С. Мурбатом, Р. К. О'Найоном и Р. Дж. Панкхерстом в юго-западной Гренландии. Это — бурый Железняк, возраст которого оценён по свинцовому методу в 3,76±0,07 млрд. лет (причем это, по-видимому, возраст метаморфизации этих пород, а время их образования может быть еще болео ранним). Найденные рядом изверженные породы — грани- тоидныо гнейсы — имеют возраст 3,7±0,14 млрд. лет (но рубидий-стронциевому методу).

Для оценки массы растущей гидросферы можно исходить из того, что в расплавленном базальте при температуре порядка 1000°С и давлении в 5—10 тыс. атм может раствориться до 7—8% воды. По дапным ряда вулканологов. при излиянии лав из них дегазируется примерно столько же процептов воды.

По оценкам энергии вулканических взрывов Е. К, Мархинип установил, что количество ныделяющегося водяного пара составляет в среднем 3% массы изверженного вещества. Приведенные цифры приблизительно сходятся с долей массы современной гидросферы по отпошению к массе земной коры — (1,46-. •106) : (4,7-107)»3,1%.

Рис. 15. Изменения со временем массы воды в гидросфере н земной коре (по О. Г. Сорохтпну)

-2

О 2tOsjiem

1 — суммарная масса воды, дегазированной из мантин; 2 — масса воды в гидросфере; 3 — масса связанной воды п океанской коре; 4 — масса связанной воды в континентальной коре

На рис. 14 мы приводили кривую О. Г. Сорохтина, иллюстрирующую изменения со временем концентрации воды в мантии Земли. Умножая изменения концентрации па массу маптии, равную 4,05 -10® триллионов т, получаем количество освободившейся воды (кривая 1 на рис. 15, по О. Г. Сорохтину). Наибольшая часть ее пополняет гидросферу, часть же поглощается породами земной коры. Главный интерес здесь представляет поглощение воды с углекислотой мантийными оливинами (их серпентини- зация) при образовании третьего слоя океанской коры. Вода поглощается также и при серпентинизации пироксе- нов. Частично вода поглощается, по-видимому, также и при образовании континентальной коры. По имеющимся оценкам в настоящее время в гидросфере, в третьем слое океанской коры, а также суммарно в первом и втором слоях океанской коры и в континентальной коре содержится соответственно 1,46-10 е, 0,49-10® и 0,35-10® триллионов т воды. Изменения со временем количеств воды в гидросфере, океанской и континентальной коре показаны кривыми 2—4 на рис. 15.

По упомянутым расчетам в катархее и архее воды в океанах было еще недостаточно, чтобы покрывать срединно-океанские хребты, и в океанскую кору она поступала в основном не из океана, а лишь непосредственно из мантии, снизу; серпентинизация мантийных гипербазитов происходила лишь частично, и доля воды в океанской коре была меньше современной.

В начале протерозоя уровень океана достиг вершин средипно-океанских хребтов. После этого некоторое время _(по расчетам в течение нижнего протеоолоя) все поступлення воды в океан в основном поглощались океанской корой, так что объем океана почти не увеличивался. С начала среднего протерозоя вся океанская кора приобрела уже современный ха

рактер и избыток поступающей из мантии воды над затратами па серпонтинизацшо гипербазитов привел к дальнейшему росту объема Мирового океана, который продолжается в настоящее время и будет продолжаться, замедляясь, еще около 2 млрд. лет.

Выше мы охарактеризовали состав первичной атмосферы. Переходя теперь к обсуждению состава первичного океана, мы должны принять во внимание два источника возможных примесей к океанской воде — во-первых, атмосферные газы, способные растворяться в воде, и, во- вторых, горные породы, подвергающиеся на поверхности суши и па дне моря разрушающему воздействию Солпца, воздуха и воды — эрозии, облегчающей вымывание из горных пород и неренос в океап ряда веществ. Как уже отмечалось, из атмосферы в океан переходили прежде всего кислоты, а также углекислый газ, аммиак, сера в чистом виде и в виде сероводорода. Кислоты, особенно в воде, реагировали с силикатами горных пород, извлекая из них эквивалентные количества щелочных, щелочноземельных и других элементов, причем, во-первых, вода переставала быть кислой и в ней устанавливалось кислотно-щелочное равновесие (со значением водородного показателя pH = 7, отвечающим нейтральному раствору) и, во-вторых, растворимые соли извлеченных из силикатов элементов переходили в океан, так что вода в нем сразу же становилась соленой.

По оценке В. М. Гольдшмидта, па 1 кг морской воды приходится 0,6 кг разрушенных горных пород; при их разрушепии извлекается и переводится в океап 66 %. содержащегося в них натрия, 10% магния, 4% стронция, 2,5% калия, 1,9% кальция, 0,3% лития и т.д. Учитывая распространенность этих элементов в породах земной коры (показанную па рис. 5), нетрудно вычислить получающиеся концентрации соответствующих катионов в морской воде — они совпадают с фактическими характеристиками солепости морской воды. В то же время содержание главных анионов в морской воде во мпого раз выше, чем их количества, которые могут быть извлечены из горных пород. Особенно это относится к хлору и брому, которых в 1 кг современной морской воды в 200 и 50 раз больше, чем в 0,6 кг горных пород. Таким образом, хлор и бром могли попасть в воду только из продуктов дегазации мантии, и мы приходим к одному из основных тезисов Л. П. Виноградова: все анионы морской воды возникли

из продуктов дегазации мантии, а катионы — из разрушенных горных пород.

Общая соленость первичпого океана, определяемая содержанием анионов в продуктах дегазации мантии, была, вероятпо, близка к современной, но соотношения катионов могли быть несколько иными, так как горные породы первичной коры были преимущественно ультра- основными и основными и соотношения Na/K и Mg/K в них были много больше, чем в современных горных породах (первичное изобилие магния и повышенное соотношение Mg/Ca в древних породах подтверждается, например, наличием в архейских осадочных породах магнийсодержащих осадков — доломитов; таковы, например, известняки Булавайо в Южной Африке, возраст которых около 3 млрд. лет). Отметим еще, что в водах первичного океана отсутствовал анион окислеппой серы — сульфат S042-, что служит одним из свидетельств отсутствия в атмосфере и в океане тех времен свободного кислорода (к этому вопросу мы еще вернемся несколько ниже). Действительно, первые сульфатные осадки — гипсы и ангидриды — обнаруживаются, по-видимому, лишь в грен- вильских породах Канады возрастом около 1 млрд. лет; кроме того, происходящее при окислении серы уменьшение изотопного отношения 32S/34S (в сере метеоритов равного 22,22, а в сульфатах современной морской воды — 21,76) впервые обнаруживается в сере древних осадков лишь в среднем протерозое. Таким образом, воды первичного океана были хлоридными, нейтральными (рН~7) и бессульфатными.

Приведем еще и другие свидетельства отсутствия в древних атмосфере и океане свободного кислорода. Одним из наиболее важных является высокое значение отношения Fe0/Fe203, закисного железа к окисному в древних изверженных (и затем метаморфизованных), а также в осадочных породах, особенпо в глинах, тогда как в современных океанских глубоководных красных глинах это отношение упало по ‘А (двухвалентное железо могло в изобилии поступать в гидросферу при серпентипизации мантийных гипербазитов в процессе образования земной коры). Это относится, в частности, ко встречающимся в катархее и архее железным рудам: основной рудной составляющей в них является магнетит — Fe0Fe203. Таковы. например, катархейские силикатно-магнетитовые руды приазовского типа и архейские полосчатые ыагпетит-

сидерит-кремнистые руды алгомского типа (кстати, часто содержащие в виде примеси легко окисляющееся, но не окисленное сернистое железо — пирит и пирротин). Наконец, в архее часто встречаются осадочные железомарганцевые руды, что также свидетельствует о недостатке кислорода, так как при таких условиях железо и марганец одинаково хорошо подвижны и мигрируют вместе, а при наличии кислорода их геохимические пути расходятся (железо теряет подвижность).

Аналогичные свидетельства дает присутствие в древних породах также и других легко окисляющихся, но не окисленных веществ: графита — в мощных слоях катар- хейских гнейсов и мраморов, лазурита (содержащего Na2S) — в катархейских карбонатных породах, свежих и хорошо окатанных зерен пирита FeS2 к уранинита U3Oe (а кое-где даже урановых смолок U02) — в нижнепротерозойских золото-ураноносных месторождениях Коли-Калтимо в Финляндии, Блайнд-Ривер в Канаде, Витватерсранд в Южной Африке, Жакобина в Бразилии и в других местах. Наконец, о педостатке кислорода свидетельствуют сравнительно низкие темпы выветривания древних пород.

Свободный кислород мог образовываться в первичной атмосфере в результате фотодиссоциации небольшой доли молекул водяного пара, т. е. их разложения под действием жесткой компоненты солнечного излучепия. Однако, по расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла такое образование свободного кислорода должно быть весьма ограниченным, так как кислород сам поглощал излучение, расщепляющее молекулы воды. При равновесии между этими двумя процессами содержание кислорода в атмосфере не могло превышать одной тысячной современного уровня, на самом же деле оно было много меньше, так как равновесие никогда не достигалось: весь образующийся кислород быстро затрачивался на окисление атмосферных газов — СН4, СО, NH3 и H2S. Из-за недостатка свободного кислорода в атмосфере, по-видимому, отсутствовал озоновый экран и тонкая первичная атмосфера была способной пропускать жесткие излучения Солнца до поверхности суши и океана.

Под действием жестких излучений Солнца, способных ускорять образование сложных молекул, в океане, по-видимому еще в катархее, образовался ряд сложных органических веществ до аминокислот включительно — предполагать их образование необходимо, так как в архейских

осадочных породах уже обнаруживаются следы жизни (при отсутствии озонового экрана появившейся, вероятно, именно в океане, где первичные организмы были защищены от жестких излучений Солнца некоторым слоем воды,— для этого вполпе достаточпо 10-метрового слоя).

Лабораторными опытами С. Миллера в 1953 г. показано, что при воздействии электрических разрядов на смесь водяного пара, метана, аммиака и водорода, близкую по составу к газам некоторых вулканов, в ней образуются сложные органические вещества, в том числе алапин, глицин и другие аминокислоты. Экспериментально доказано также, что в указанной смеси образование сложной органики до аминокислот включительно может происходить и под действием ультрафиолетовой радиации. В вулканических газах такой синтез может идти за счет высоких температур, при которых взаимодействие метана с аммиаком дает сипильную кислоту HCN, метана с водой — альдегиды RCOH, и в получающейся смеси аминокислоты синтезируются по так называемой схеме Штрекера. Отметим, что в горячих газах курильского вулкана Алаид обнаружено большое количество синильной кислоты, а в гидротермальных растворах Камчатки и Курильских островов — производные синильной кислоты и различные аминокислоты. Укажем, наконец, что сложные органические вещества, включая аминокислоты, обнаружены в ряде каменных метеоритов, особенно в так называемых углистых.

Об эволюции жизни на Земле мы расскажем ниже, здесь же отметим, во-первых, что наиболее древние достоверные остатки жизнедеятельности организмов найдены в кремпистых сланцах серии Фигового дерева системы Свазиленд (Барбертон) в Трансваале, возраст которых

  1. 1—3,4 млрд. лет, и, во-вторых, что одними из первых организмов были микроскопические одноклеточные водоросли, начиная с самых примитивных — синезеленых, которые осуществляли фотосинтез органических веществ из углекислоты и воды с выделением свободного кислорода. Такая деятельность водорослей, а затем и сухопутных растений привела в конце концов к образованию на Земле кислородной атмосферы — этого геохимического чуда, не имеющего аналогов на других планетах Солнечной системы.

Первые количества кислорода, вырабатывавшиеся водорослями при фотосиптезе уже с начала архея, затрачивались на окисление атмосферных газов (а затем и пород

коры). При этом аммиак NH3 окислялся до молекулярного азота N2 (а часть аммиака поглощали организмы), и так, по-видимому, образовался почти весь азот современной атмосферы. Метан СН4 и окись углерода СО окислялись до С02, и углекислота преимущественно уходила в морскую воду, превращая ее из исходной хлоридной в хлоридно- карбонатную (и создавая в пей вместе с ионами Са2+ карбонат-бикарбонатовый буфер, способствовавший превращению «лишних» бикарбонатов в карбонатные осадки). Сера и сероводород окислялись до S02 и S03; в океане начал появляться сульфат SO42-, так что морская вода становилась хлоридно-карбонатно-сульфатной (как уже упоминалось, изотопное отношение S32/S34 пачало уменьшаться со среднего протерозоя, а первые сульфатные осадки появились в верхнем рифее).

В горных породах пижпего протерозоя обнаружены многочисленные свидетельства происходившего в то время перехода от восстановительных к окислительным условиям в атмосфере и океане. Одним из наиболее важных свидетельств является измепепие поведения железа в морской воде: окисление закиси железа FeO до окиси Fe203 резко понизило подвижность железа и привело к массовому выпадению из водной взвеси гидратов окиси железа в комплексе с SKV иН20 и органикой в осадки, преобразовавшиеся затем в многочислепные железистые кварциты нижнего протерозоя — джеспилиты Криворожского бассейпа и Курской магнитной аномалии в СССР, Верхнего озера в Северной Америке и ряда крупных месторождений в Индии.

Типичное для нижнего протезороя чередование слоев железистых кварцитов со сланцами указывает, возможно, на частую смену окислительных и восстановительпых условий. Следует также упомянуть мощные пласты гематита и сидерита в нижнепротерозойских карбонатных и терригепно-карбонатных отложениях Саткинской и Ба- кальской групп Южпого Урала, а также пекоторых районов Карелии (СССР), Канады и США.

По данным Р. Е. Фолинсби (1971), проанализировавшего условия образования докембрийских осадочных и россыпных рудных месторождений, заметные количества свободного кислорода появились около 2,2 млрд. лет тому назад.

Над упоминавшимися выше золото-ураноносными конгломератами начала иижнего протерозоя располагаются карбонатные отложения — доломиты и биогенные извест»

няки возрастом около 2,4—2,5 млрд. лет, а над ними впервые в разрезе древних осадков появляются краспоцветы — породы, образовавшиеся из древних почв, содержавших окисное железо, которые могли формироваться лишь при появлопии в атмосфере свободного кислорода. Выше первого доломитового горизонта с биогенными известняками середины нижнего протерозоя золото-ураноносные конгломераты больше не встречаются, так как при появлении в атмосфере кислорода обломочпые сульфиды и уранинит окисляются и условия для одновременного накопления в россыпях урана и золота исчезают. Примером может служить урановая минерализация в гуронских породах Ка- пады, где золото-уранопосные конгломераты с окатанными зерпами пирита и уранинита находятся в сероцветных породах серии Эллиот-Лэйк; выше, в красноцветпых кварцитах серии Кобальт, вместо нирита присутствует гематит, а урановая минерализация исчезает.

В породах среднего протерозоя и тем более рифея остатки жизнедеятельности водорослей — биогенные известняки — встречаются все чаще и чаще; очевидно, продуцирование свободного кислорода водорослями в эти эры нарастало. По расчетам Л. Беркнера и Л. Маршалла, содержание свободного кислорода в атмосфере в одну тысячную долю современного уровня (точка Юри) было достигнуто в среднем рифее, около 1,2 млрд. лет тому назад. К этому же выводу пришел и П. Клауд (1965) в результате обобщения палеонтологических, геологических и геохимических данных. Согласно Е. П. Акулыниной, А. В. Ивановской и Ю. П. Казанскому (1971), с этого времени начали образовываться мощные кислые выщелоченные коры выветривания в ряде областей на поверхности континентов, окрашенные гидроокислами железа.в бурые и красные цвета (причем при захоронении окислы не восстанавливались из-за отсутствия па суше тех времен органического материала). Отметим, что отношения азота к кислороду N2/02 в газовых включениях в среднерифей- ских кремнистых отложениях Восточной Сибири уже близки к их значенням в совремепных атмосфере и гидросфере (Ю. 11. Казанский, В. Н. Катаева, Н. А. Щугурова (1969)).

Наличие свободного кислорода создало возможность для следующего крупного шага в эволюции жизни — появления организмов, потребляющих кислород,— жизотных. И действительно, наиболее древние остатки животных

найдены в породах среднего протерозоя (трубочки червей в слоях Удоканской серии Забайкалья). Несомненное становление многоклеточных морских животных датируется началом верхнего рифея, около 1 млрд. лет тому назад. В венде обнаружено уже не менее 20 родов животных, преимущественно кишечнополостных («век медуз») и членистоногих,— это так называемая эдиакарская бесскелетиая фауна (названная по местечку Эдиакара в Австралии, где в породах вендского возраста найдено много отпечатков этих животных).

С биологической точки зрения критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является так называемая точка Пастера, около одной сотой от количества кислорода в современной атмосфере, при которой организмы переходят от использования энергии процессов ферментативного брожения к энергетически более эффективному (в 30—50 раз) окислению придыхании. По расчетам Л. Беркнера и JI. Маршалла, точка Пастера была достигнута в конце венда, около 600 млп. лет тому назад, и это привело в начале фанерозоя к настоящему биологическому взрыву — массовому распространению практически всех типов животных (кроме хордовых).

Растения, осуществляющие фотосинтез первичной биологической продукции и потому являющиеся первоосновой всей жизни, вскоре начали проникать на сушу, вначале в наиболее примитивных формах (псилофиты) и очень медленно — одним из главных препятствий для проникновения жизни на сушу являлось отсутствие в атмосфере озонового экрана, который защищал бы живые организмы от жестких излучений Солнца. Л. Беркнер и Л. Маршалл считают, что появлению озонового экрана около 400 млн. лет тому назад отвечало содержание кислорода в атмосфере порядка 10% современного уровня, после чего совремеппый уровень был достигнут очень быстро — всего за несколько десятков миллионов лет — вследствие бурного фотосинтеза в гигантских лесах на континентах того времени.

Заканчивая на этом изложение истории кислорода в атмосфере и гидросфере, отметим, что в настоящее время годовая продукция кислорода, выделяемого всеми растениями в море и па суше, имеет порядок 100—150 млрд. т (и распределяется между морем и сушей приблизительно поровну, составляя в море около 10% продукции массы водорослей). При такой темпе весь кислород атмосфе

ры — порядка 103 триллионов т — был бы создай всего за десяток тысячелетий, однако практически весь продуцируемый сейчас кислород затрачивается на дыхание животных, окисление органических остатков, вулкапических газов и на выветривание горных пород.

Остановимся теперь вкратце на истории углекислого газа. Первоначально он попадает в атмосферу и гидросферу, несомненно, в продуктах дегазации мантии, в которых образуется путем высокотемпературных каталитических реакций графита с водой, разложения карбидов, температурной диссоциации первичных карбонатов, а затем также путем окисления метана и СО вулканических газов. Удаление углекислого газа из атмосферы и гидросферы происходит главным образом при образовании карбонатов — в результате как химических реакций, так и биологических процессов (образование карбонатных оболочек и скелетов организмов); некоторая доля С02 расходуется также па образование органического вещества в процессе фотосинтеза растепий. Согласно подсчетам О. Г. Сорохтина, химическое осаждение карбонатов все время ограничивалось лишь количеством С02, тогда как вторая необходимая составляющая карбонатов — гидроокислы кальция, магния и железа — всегда находилась в большом избытке.

В катархее карбонатных пород немного; укажем прежде всего мраморы и известковистые кристаллические сланцы Прибайкалья, Побужья, Памира (Ваханская серия) и Юго-Восточпой Канады (серия Гренвилл), образовавшиеся, вероятно, из сульфатно-серпистых известяков и доломитов. В архее карбонатных пород, пожалуй, еще меньше. В нижнем протерозое, когда появился кислород, выросло количество С02, морская вода стала хлоридно- карбонатной и в ней образовалось карбопат-бикарбонат- ное равновесие, появились и мощные слои карбопатпых осадочных пород, прежде всего доломитов химического происхождения (при большом содержании С02 и высоком щелочном резерве в морской воде доломитовое вещество насыщает воду и выпадает в осадок легче, чем СаСОз); примером может служить мощная доломитовая свита Трансвааля возрастом около 2 млрд. лет.

В дальнейшем в карбопатпых породах наблюдается пекоторый рост доли кальцита за счет доломитов (объясняемый, вероятно, снижением щелочного резерва морской воды; Р. В. Фэйрбридж считает, что япачепие pH воды в среднем и верхнем протерозое могло падать до 4—5),

а также увеличение доли карбонатов биологического происхождения.

В венде содержание С02 в океане, по-видимому, уменьшилось (возможпо, вследствие затрат углекислоты при фотосинтезе водорослей), морская вода приобрела хлоридно-сульфатный характер и значение pH в пей опять достигло 7, допустив в некоторой мере образование карбонатов; может быть, это и содействовало появлению скелетов у животных в начале фанерозоя.

Позже, 360—280 млн. лет тому назад, развитие фотосинтезирующей растительности па суше привело, вероятно, к новому уменьшению содержания С02 в атмосфере, а потому и в океане, и значение pH в морской воде выросло до современного уровня 7,5—8,5. Это, вероятно, содействовало вспышке в развитии организмов, выделяющих известь, — кокколитовых водорослей и одноклеточных животных — корненожек фораминифер (возникших еще в начале фанерозоя; в рассматриваемый период наибольшее развитие имели фораминиферы надсемейства фузу- линид). После некоторого спада такая вспышка повторилась 130—70 млн. лет тому назад, обусловив массовое выпадение биогенных карбонатных осадков мелового периода (причем наибольшее развитие из фораминифер имели нуммулиты). В настоящее время пакоплепие карбонатов в Мировом океане происходит почти исключительно биологическим путем (причем основную роль в нем играют планктонные фораминиферы — в холодных и умеренных водах глобигерины, а в теплых — глоборо- таллии).

Осадочные породы и скорость их образования. Подо* двигание океанской коры под континенты в зонах Заварицкого—Беньофа. Образование океанской коры в рифтовых зонах. Изверженные породы. Обрааова- нке континентальной коры над зонами Заварицкого— Беньофа. Метаморфические породы, гранитизация. Геохнмнческаи эволюция земной коры. История руд

Земная кора состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Рассмотрение их эволюции удобнее всего начать с осадочных пород, образование которых в океанах в настоящее время доступно непосредственному наблюдению.

Скорости океанского осадкообразования оцениваются по возрастам различных слоев в колонках донных осадков, получаемых при помощи грунтовых трубок, и в кернах, извлекаемых при бурении океанского дна.

Относительный возраст слоев определяют палеонтологическим методом по видам организмов с известковыми раковинками — корненожек форашшифер и кокколито- вых водорослей, а также организмов с кремнеземными раковинками — диатомовых водорослей и одноклеточных животных радиолярий', анализируются и попавшие в осадок- пыльца и споры наземных растений. Слои разного возраста различаются также по характеру их намагниченности, на чем основаны методы палеомагнитной стратиграфии, к которым мы вернемся в главе 8.

Абсолютный возраст слоев осадков определяют изотопными методами — но содержанию в них радиоактивного изотопа углерода 14С (возраст до 50—60 тыс. лет); ионий-протактиниевым методом по изотопному отношению 2301/231Ра, а также радиево-иониевым, ионий-торие- вым и протактиний-ториевым методами (возраст до 200 тыс. лет); по содержанию радиоактивных висмута (2l4Bi), алюминия (2вА1) и бериллия (10Ве) (возраст до 0,3, 3 и 10 млн. лет); калий-аргоновым методом.

Полученные указанными методами оценки скоростей осадкообразования, а также карты типов осадков показывают, что в осадкообразовании проявляется широтная, циркумконтинентальная и вертикальная зональпость.

-В . зонах срединно-океанских хребтов осадки встречаются лишь в разрозненных «карманах». Наименьшие скорости осадкообразования —меньше 1 мм за 1000 лет, а местами даже меньше 0,1 мм — наблюдаются в глубоких центральный котловинах. океанов; осадки там лмеют вид тонких слоев плотных красных глин. На большей части площадей Тихого и Индийского океанов осадконакопление про-, исходит со скоростями 3—10 мм за 1000 лет, причем образуются преимущественно карбонатные осадки. В высокое широтных и экваториальной зонах Тихого и Индийского океанов и на большей части площади Атлантического океана (в котором осадкообразование вообще происходит в несколько раз интенсивнее, чем в Тихом) скорость осадкообразования увеличивается до 10—30 мм за 1000 лет, а ближе к берегам — до 30—100, в краевых морях — до 100—500, а напротив устьев больших и мутных рек — до тысяч и даже десятков тысяч миллиметров за 1000 лет. Средняя по всей площади океанов скорость осадконакопления получается порядка десятков миллиметров за І000 лет.

Другой способ оценки средней скорости осадкообразот вания: заключается в подсчете источников осаждающегося вещества./Главным источником является твердое вещество, выносимое с континентов реками в виде взвеси; по данным, изложенным в книге А. П. Лисицына (1974), его масса оценивается в 18,5 млрд. т в год, причем около 40% этой суммы дают 11 крупнейших рек — Хуанхэ, Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Миссисипи, Амазонка, Инд, Иравади, Меконг, Оранжевая и Колорадо. Сток растворенных веществ оценивается в 3,2 млрд. т, снос твердого вещества ледниками и ветром — соответственно в 1,5 и

  1. млрд. т, скорость размыва морских берегов и дна — в 0,5 мярд. т в год. Вклад вулканического пепла в океаническое осадкообразование оценивается в 2—3 млрд. т в год. Наконец, из огромной годичной продукции планктона, порядка 550 млрд. т живого или 110 млрд. т сухого вещества, на дно океана осаждается лишь очень малая доля:              карбонатного вещества — 1,36 и кремнистого —

0,46 млрд. т. По зтим данным суммарная скорость океанского осадкообразования оценивается в 27 млрд. т в год. Поделив , эту цифру на площадь океанов 3,6Х1018 см2 и на типичный объемный вес твердой фазы рыхлых осадков натуральной влажности, скажем на 1,5 г/см3, получим среднюю скорость осадкообразования, равную 50 мм за

і ООО лет, в хорсшзм: соответствии е gt; прямыми измерениями. ¦

Средняя скорость наращивания осадочных пород плотностью 2,5 г/см3 получается равной: 3 см за 1000 лет (а скорость эрозии суши вдвое больше). При такой скорости осадкообразования за 4 млрд. лет геологического времени сформировалась бы кора из осадочных пород толщиной 120 км и массой 10,8 -101 триллионов т, тогда как, но данный главы 1, вся зежвая кора, состоящая из осадочных, изверженных и метаморфических пород, имеет среднюю, толщину 33 км и массу- 4,7-10® триллионов, т (осадочных город в ней лишь около 2-10? триллионов т). Даже если принять* что скорость осадкообразования в течение большей части геологического времени была меньше современной, скажем, втрое, то за 4 млрд. лет все же накопился бы слой осадочжых пород толщшвой 40 км, тогда как в современной континентальной коре его толщина в среднем раина 3 км, а в океанской коре — всего 0,7 км. Таким образом, мы сразу же нржходжм к важному выводу о том, что должны действовать какие-то эффективные механизмы превращения осадочных перед в изверженные и метаморфические породы контимектилшой кары и даже полного исчезтювения осадочных пород», т. е. их ухода из земной коры 4 мантию.

Опускаться в мантию осадочные породы могут, вероятно, лишь вместе со всей несущей кору литосферной плитой. Наиболее- подходящими местами для таких процессов представляются края литоеферных влит. Естественно ожидать, что наг границе между двумя сталкивающимися литосферными плитамв (несущими, например, одна океанскую, amp; другая континентальную кору) та из них, которая обладает меньшей плавучестью (т. е. большей плотностью, в приведенном примере — оюанская), заглубляется в мантию под более плавучую плату. Тогда в зоне заглубляющейся плиты следует ожидать глубоко^ фокусных землетрясений.

Как отмечалюсь в главе 1, все. глубсисофокуеные землетрясения, кроме ПамирснГиндукушских, происходят вдоль глубоководных океанских желобов, с континентальной стороны от них (в там же находится большинство действующих вулканов). При этом глубины фокусов землетрясений закономерно возрастают по мере удаления от желоба в сторону континента, доходя до зважений около 700 км приблизительно в» таких же ріасетодаюіях от желоба

Область желоба с глубинами в км ааштряховвна

Рве. 17. Проекции фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в 300-километровой зоне вдоль -желоба Тонга яа вертикальную .плоскость, перпендикулярную желобу,

Рис. 18. Профиль грлыггацн- оШ№ «нонашЛ па меридиональном разреве через Яванский желоб в Индийском океане

(рис. 16). Проекции фокусов землетрясений на вертикальную плоскость, перпендикулярную желобу, вырисовывают в ней зону заглубляющейся плита (уходящей вглубь сначала под небольшим углом к горизонту, затем — после излома вод тяжестью верхней плиты «*- под углом порядка 45°, а с глубин в несколько сот километров иногда еще круче); см. на рве. 17 желоб Тонга.

Еще вг. выдающийся советский геолог А. Н. За- варицкий высказывал предположение о возможности подо двигания океанской коры под континенты в областях островных дуг. Позже американский конструктор сейсмографов и электронных музыкальных, инструментов Г. Беньоф установил, что очаги глубокофокусных землетрясений сосредоточены в сравнительно тонких зонах, заглубляющихся под углами порядка 45° под края континентов или окраинных морей. Таким образом, зоны заглубления океанских плит справедливо именовать зонами Заварицкого—Беньофа.

Оказалось, что механизмы глубокофокусных землетрясений, в том числе направления происходящих при них смещений в литосфере, соответствуют заглублению океанских плит под континентальные; скорости распространения сейсмических волн от промежуточных и глубоких очагов в пределах фокальной зоны на 4—7% выше, а затухание этих волн на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. в. фокальная зона действительно представляет собою плиту, более жесткую, чем окружающая мантия.

Движение плит вглубь создает вдоль океанских желобов, обычно на их континентальной стороне, зоны больших отрицательных аномалий силы тяжести — порядка 150—200 мгал, а перед ними, в зоне сжатия, и особенно зз ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанских плит, наблюдаются положительные гравитационные аномалии, но меньшие по величине. В качестве примера на рис. 18 приводится профиль гравитационных аномалий на меридиональном разрезе через Яванский желоб в Индийском океане. Апомалия порядка ±200 мгал аналогична избыточному или недостаточному давлению в литосфере порядка ±1000 атм. Поддержание таких избыточных напряжений в течение миллионов и десятков миллионов лет удается объяснить только движением заглубляющихся литосферных плит. Отметим, наконец, минимумы геотермического потока тепла на континентальных склонах океанских желобов (где толщины сталкивающихся литосферных плит складываются), а также наличие в рельефе океанского дна перед желобами передовых валов, свидетельствующих о горизонтальном сжатии литосферы в этих зонах.

Рассмотрим теперь самый большой из океанов — Тихий. Большую долю его периферии — весь север и запад от Аляски до Новой Зеландии и юго-восток вдоль

всей Южной Америки — образуют зоны Эаварицкого — Беньофа, в которых океанская литосфера уходит вгяубь, в мантию Земли. Значит, внутри океана должны находитьт ся области зарождения и растяжения новой океанской литосферы. Во всех океанах такими областями являются срединно-океанские хребты. Установлено, что на их осях в рифтовых долинах граница Мохоровичича, т. е. поверхность мантии, выклинивается й' выходит к поверхности дна океана (драгирование на ней приносит образцы ультра- основных мантийных пород). Геотермический поток тепла здесь достигает максимума, широко развит подводный и надводный вулканизм с излияниями толеитовых базальтов, выходами гидротерм и гидротермальными изменениями коренных пород. Рифтовые зоны на осях срединноокеанских хребтов весьма сейсмичны. Землетрясения в этих зонах только мелкофокусные, с глубинами очагов до 10—20 км (а глубже, по-видимому, начинается приподнятая здесь вязкая астеносфера, в которой землетрясений не бывает). Смещения при землетрясениях имеют характер сбросов, что, как и провалившиеся вниз рифтовые долины, указывает на происходящее горизонтальное растяжение литосферы (расходящимися течениями на вершине восходящей ветви конвекции в мантии).

Франко-американская экспедиция ФАМОУС в 1975 г. проводила детальный осмотр участка дна рифтовой долины в Срединно-Атлантическом хребте на глубинах около 4 км, используя обитаемые подводные аппараты — французский батискаф «Архимед», «ныряющее блюдце» «Циану» и американский «Алвин». При этом были обнаружены прямые визуальные свидетельства растяжения океанского дна в виде параллельных оси рифтовой долины трещин длиной от десятков метров до километров и шириной от дециметров у оси до десятков метров у крутых склонов рифтовой долины. Было обнаружено также, что наращивание новой океанской коры происходит путем излияния свежих базальтовых лав из цепочки маленьких вулканов (с высотами в десятки или немногие сотни метров) вдоль полосы шириной в 1—3 км на оси рифтовой долины.

Можно думать, что пространство между раздвигающимися в обе стороны от оси рифтовой ДОЛИНЫ ЛИТО" сферными плитами заполняется веществом астеносферы, которое, охлаждаясь сверху и кристаллизуясь, наращивает раздвигающиеся плиты. Пусть t — время охлаждейия

^(равное* расстоянию х от оси рифтовой долины, деленlt;- ному на скорость отодвигания). Тогда, как и вообще в процессах внешнего охлаждения теплопроводных материалов, ізшцина образующейся плиты, т. е. глубина охлаждения. .(а также пропорциональная ей глубина оседания нарастающей плиты, т. е. глубина океана над ней), будет расти пропорционально ft (а потому также пропорционально Ух). О. Г. Сорохтин с успехом применил этот закон для описания- глубин океана в окрестности Срединно- Атлантического хребта (для чего ему пришлось принять скорость отодвигания к западу от хребта равной 1,9 см/год, а к востоку—1,6 см/год). Результаты приведены на рис. 19.

Согласно изложенным данным океанская литосфера и кора образуются в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, раздвигаются в обе стороны, конвекционными мантийными течениями- и, дойдя до зон Заварицкого— Беньофа, уходят вглубь*, в мантию Земли, так что дно океана движется от рифтовых зон до зон Заварицкого— Беньофа, как лента конвейера* Прямая связь заглубления океанских плит в мантию в зоналс Заварицкого—Беньофа с их отодвиганием от осей рифтовых зон демонстрируется приблйзихедьной пропорциональностью между шириной полос эпицентров землетрясений над зонами З'аварицко- го—Беньофа и скоростью отодвигания плит (рис. 20).

Возраст того или или иного участка океанской коры оказывается равным расстоянию этого участка от соответствующей- рифтовой долины, деленному на соответствующую скорость отодвигания. Эти возрасты минимальны в окрестностях рифтовых зон срединно-океанских хребтов и максимальны на перифериях океанов. При типичной полуширине океана 5000 км и типичных скоростях отодвигания 2—5 си/год типичный возраст дна океана на его периферии получается порядка 100—250 млн; лет, т. е. много меньше,, чем время существования Мирового океана, который, таким образом, является древним образованием с молодым,, все время обновляющимся дном.

Идея о растяжении океанского дна была высказана еще в 1928 г. английским геологом Артуром Холмсом* который; однако,, сам считал ее предварительной, пока не появятся фактические доказательства. Такие доказательства накопились, и идея о раздвижении океанского дна была возрождена в статьях Г. Хесса и Р. Дитца 1961— 1962 гг, Теперь эта идея явлйется одной из основ так ТО

Рис. 19. Опнеание глубин океана Н в окрестностях срединно-океанского хребта законом

Рис. 19. Опнеание глубин океана Н в окрестностях срединно-океанского хребта законом Рис. 20. Зависимость между шириной полос эпицентров землетрясений над вонами Заварицкого — Беньофа в скоростью подвигаиия океансиих

Вычисленная траст подбития (перпендикулярна дуге), си/г

Рис. 20. Зависимость между шириной полос эпицентров землетрясений иад вонами Заварицкого — Беньофа в скоростью подвигаиия океансиих

Приняв концепцию об уходе в мантию в зонах Заварицкого—Беньофа океанской литосферы, коры и осадочных пород, мы снимаем кажущуюся трудность, создаваемую высокими темпами океанского осадкообразования, но, наоборот, приходим к необходимости объяснять наличие* в континентальной коре мощных древних слоев осадочных пород: как уже отмечалось, на континентах встречаются осадочные, породы возрастом до 3,8 млрд. лет, а мощности осадочных слоев доходят до 10—15 и даже до 25—30 км

(например, 30-километровые толщи переслоенных осадочных и вулканогенных пород в Андах). В современном океане многокилометровые мощности слоев рыхлых осадков (со скоростями распространения сейсмических волн Р до 4 км/с) имеются лишь у основания материкового склона в некоторых краевых и внутренних морях (например, в Беринговом море 3—10 км, в Черном море 4—8 км, в Каспийском море до 10 км, у атлантического побережья США до 6—8 км, в северной части Индийского океана в областях выноса рек Ганг и Инд 2,5—3 км и более). Поэтому вполне вероятно, что мощные осадочные слои некоторых зон континентов образовались в существовавших там ранее краевых и внутренних морях.

Переходя к образованию изверженных пород, рассмотрим сначала вулканические, а затем также и плутонические породы. В настоящее время известно 808 действующих вулканов, для 569 из них зарегистрированы даты извержений. Их распределение на земном шаре показано на рис. 8. На рисунке видно, что большинство вулканов находится в зонах Заварицкого—Беньофа, с континентальной стороны от глубоководных океанских желобов. Некоторая часть действующих вулканов находится в центральных районах океанов, преимущественно в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (к ним относятся, в частности, вулканы Исландии), а также на поперечных трансформных разломах (к ним, по-видимому, относятся вулканы Гавайских островов); вероятно, немало подводных срединно-океанских вулканов еще не зарегистрировано.

Породы, образующиеся в результате извержений сре- динно-океанских вулканов,— это в основном так называемые толеитовые базальты, слагающие второй слой океанской коры. На примере вулканических серий Гавайских островов известно, что толеитовые базальтовые магмы высокотемпературны, образуются в астеносфере сравнительно глубоко и выбрасываются при извержениях первыми; во втором слое океанской коры они должны занимать нижние горизонты. Затем появляются более тугоплавкие и менее глубинные высокоглиноземистые оливи- новые базальты, занимающие верхние горизонты второго слоя. Наконец, изливается небольшое количество остаточных, наименее горячих и наименее глубинных щелочных нефелиновых базальтов.

Совершенно иной характер имеют породы, образующиеся при извержениях вулканов в зонах Заварицкого —

gt;1. Дam пород в рииши

Рис. 22. Распределение температуры в влаге океанской литосферы

содержанием кремнезема в лавах, изливающихся из вулканов Ку- рапеш остропив lt;по к. Мар-

Рис. 22. Распределение температуры в влаге океанской литосферы толщиной 80 км, заглубляющейся в минтаю оо скоростью 8 -см/год (по М. Токсёау, Дж. Ми- яеару н Б. Джулиану (1971))

Беньофа. В качестве етшичниге примера на рис. 21 приведешь данное о составе лав, игалквакщкхсн аю вулканов Курильских островок, по Е. К. Мартишгау (вдесь взяты налившиеся павы, а не горавдо более распространенные вулканические пелды, так как последние сшЕшее изменяются в результате внешних воздействий). Иа графине видно, что базальтов вдесь уже мало (19%), ‘больше всего пород с промежуточными содержаниями кремнезема — андезито-бааалътов, андезитов я аиЗеяито-^шщтов (28,9+] 1+35,8+13,1%) , появляются кислые породы — риолито-да- циты и риолиты (3,2%).. Здесь же образуются и интрузивные (плутонические) породы промежуточного и кислого состава — диориты, гранодиориты и граниты. Объяснить это отличие от срединно-океанского вулканизма манено тем, что магмы вулканов и плутонов в зонах Заварицкого —

Беньофл выплавляются не из мантий, а из заглубляющихся в нее в этих гонах плит океанской литосферы, попадающих в условия высоких температур и давлений. Предно- ложение о связи андезитового магматизма , с процессами в зонах заглубления океанской коры А. Н. Заварицкий высказывал еще в 30-х годах этого века.

На рис. 22 показано рассчитанное М. Токсёзом, Дж. Минеаром и Б. Джулианом (1971) распределение температуры в длите океанекой коры толщиной 80 км, заглубляющейся в мантию со скоростью 8- см/рад. Плита в целом остается на всех глубинах заметно' болев' холодной, чем мантия, но температуры в ней, конечно,, все же so мере заглубления возрастают, особенно на ее границах, где выделяется много тепла из-аа трения. Одним из важнейших эффектов этого прогрева должна быть дегидратация сериеятинитов третьего слоя океанекой норы, т. е. их распад с выделением воды;

Выделяющийся шри таких процессах водяной пар насыщается кремнеземом,щелочами» летучими компонентами из пород океанской коры, в том числе рядом веществ, концентрировавшихся при образовании осадочных пород. Вследствие перегрева этого нара н нем развивается более высокое давление, чем в окружающих породах, и он поднимается вверх, пропитывая иг прогревая: вышележащие породы. Вследствие насыщения водой температуры плавления последних снижаются, а\ поскольку с паром в них поступают кремнезем и щелочи, эти создает условия для развития типичного аидеаитовдго и вислого магматизма зон Заварицкого — Беньофа.

По мере дальнейшего заглубления плиты при ее прогреве выше 700°С (на глубинах больше 80—100 км) все осадочные и базальтовые породы океаиской коры расплавляются: и,. выжимаясь наверх вместе с1 выделившимися из третьего' слоя корьг флюидами^ форнируют в коре вышележащей шпегь®, иа-видимому, все' породы граяштно-мета- морфичеекогв и базальтового слоен, превращающих ату пору в нентинеиталъную. В про должаюхце й заглубляться плите ОТ ОНеаЛЕКОЙ! коры остаются лишь оливины и ОКИСЛЫ железа, никеля, хром» и марганца; Вбрегя: эти вещества и» состава серпентинитоа третьего слоя океанской коры и слонята остаток е- состяивдаг базальтов: второго слоя и океанских осадков в пропорциях рлЬь ¦ piK rpihi (где р3=3, в р(=2 с/ся1'—пшменостж народа этих елоев, а Ьз=4,5, Ьа==1,5. и hi=0,5 км —их толщины)', О. F. Сорох-

тин с соавторами (1971) получили состав континентальной коры, очень близкий к известному по геологическим данным.

Дополнительным аргументом в пользу изложенных представлений об образовании континентальной коры может служить следующий расчет тех же авторов. При суммарной длине всех зон Заварицкого—Беньофа 60 тыс. км, средней скорости заглубления океанских плит 5 см/год, суммарной толщине океанской коры 6,5 км и ее средней плотности 2,88 г/см3 за год в мантию заглубляется около 56 млрд. т вещества океанской коры. Если раньше этот процесс происходил медленнее, в среднем, скажем, на 25%, то за 4,5 млрд. лет геологической истории Земли через зоны Заварицкого—Беньофа прошло 1,9* 10® триллионов т океанской коры. Вычтя отсюда тугоплавкую часть третьего слоя, по изложенному выше расчету составляющую около 3/4 всей массы океанской коры, убеждаемся, что на образование континентальной коры могло пойти около 4,8 • 107 триллионов т вещества — приблизительно вдвое больше всей ее современной массы. Таким образом, выделение летучих и легкоплавких компонент океанской коры в зонах Заварицкого—Беньофа оказывается более чем достаточно эффективным механизмом образования континентальной коры: по нашему расчету, на образование последней уходит лишь половина легкоплавких компонент (другая половина остается в мантии).

Изложенный механизм образования континентальной коры дает объяснение концентрированию в ней (особенно в гранитах) ряда веществ из состава летучих и легкоплавких компонент океанской коры, в том числе урана, тория и щелочей: например, окиси калия (К20) в континентальной коре 2,9%, тогда как в современной мантии ее содержание в 100—1000 раз меньше! Первичное концентрирование калия происходит, по-видимому, при образовании глубоководных океанских осадков — илов и глин, поглощающих калий из морской воды, причем он входит в состав гидрослюды. В современных глубоководных осадках содержание К20 достигает 2—3%, а раньше, когда вынос калия из мантии был более высоким (см. рис. 14, 3), его было больше и в осадках (в водных алюмосиликатах — глауконитах среднего протерозоя было до 10% К20, а н концу протерозоя эта концентрация упала до 7%; в глинах Русской платформы она уменьшилась о 4% в рифее до 2,6% в кайнозое).

- При заглублении океанской коры в зонах Заварицкого—Беньофа гидрослюда теряет воду и превращается в обычную белую слюду — мусковит; последний в присутствии свободного кремнезема разлагается, выделяя калиевый полевой шпат — ортоклаз. При температурах выше 700° ортоклаз легко переходит в расплавы и уходит из зон Заварицкого—Беньофа вверх, в образующуюся континентальную кору (О. Г. Сорохтин).

Перейдем теперь к рассмотрению метаморфических пород, образующихся из осадочных и изверженных пород в результате изменения их минерального состава под действием высоких давлений и температур в глубоких слоях земной коры (до температур 600—700°, давлений 10— 12 тыс. атм и глубин 30—40 км; глубже ряд пород уже плавится).

Метаморфизм, по-видимому, особенно широко развит в зонах Заварицкого—Беньофа — в заглубляющихся в мантию океанских плитах и в погружающихся из-за своего веса толщах осадков краевых морей (метаморфизм погружения), а также в породах над заглубляющимися океанскими плитами (в частности, контактный метаморфизм вблизи внедряющихся снизу раскаленных магматических тел — огромных гранитных и гранодиоритовых батолитов площадью свыше 100 км2 и мощностью до 10—30 км, меньших по площади штоков, менее мощных котлообразных лополитов, грибообразных внедрений между слоями пород — лакколитов, внедрений с параллельными невозмущенным слоям границами — силлов и столбчатых интрузий с пересекающими слои границами — даек).

П. Эскола ввел понятие о метаморфических фациях — сериях минеральных ассоциаций, образующихся и сохраняющих равновесие в определенных интервалах давлений и температур и отражающих постоянные соотношения между химическим и минеральным составом пород. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями, показаны на рис. 23. При росте давления и температуры, скажем, со средним геотермическим градиентом 30°/км последовательно образуются следующие фации: 1) цеолитовая (ряд алюмогидросиликатов в ассоциациях со светлыми слюдами и с кварцем); 2) зеленосланцевая (слюда — хлорит, алюмосиликат- эпидот, амфибол — актинолит, натриевый полевой шпат- альбит, иногда выделяют более высокую стадию метамор- фиэма — зпидот-альбитовую фацию); 3) амфиболитовая

100              300              500              ТОО              зво

Температура, °С

Рис. 23. Области давлений ¦ температур, занимаемые различными метаморфическими фациями

(амфибол — роговая обманка, солевой шпат — плагиоклаз, гранат, слюда—биотит); 4) гранулитовая (пироксены, кальциевый плагиоклаз—анортит); 5) наиболее глубинная эклогитовая (пироксены и гранаты). При низких температурах с ростом давления за цеолитами следует фация голубых сланцев (голубой амфибол—глаукофав, гранат и др.). При низких давлениях с ростом температуры (контактный метаморфизм) за цеолитами следуют фации ро- говообманковых и затем пироксеновых роговиков.

Метаморфические породы образуются в глубинах земной коры, но в результате тектонических движений и размыва вышележащих слоев они могут обнажиться на поверхности Земли. Примером служат упоминавшиеся в главе 2 офиолитовые ассоциации пород.

Их местоположение показано на тектонической Карте мира (рис. 4). В СССР они встречаются на Урале, Кавказе, в Центрально-Азиатском складчатом поясе, на Сихотэ- Алине и Камчатке. Офиолитовые ассоциации представляет собой чередование глубоководных кремнистых осадков | (часто с радиоляриями), подводных подушечных лав и пород основного и ультраосновного состава обычно в состоянии метаморфизма зеленосланцевой, а иногда даже амфибоЛитовой фации, Офиолитовые ассоциации пород по

составу и строению вполне аналогичны океанской коре. Академик А. В. Пейве (1969) показал, что они могут рассматриваться к;ак остатки древней океанской коры зон Заварицкого—Беньофа. С офиолитами обычно ассоциируются также метаморфические породы фации голубых сланцев, образовавшиеся из осадков при низких температурах, но высоких давлениях в условиях сжатия зон Заварицкого—Беньофа.

Крайней степенью метаморфизма является частичное плавление породы, начинающееся при возрастании температуры, естественно, с самых легкоплавких минералов или с их эвтектических смесей, если таковыо имеются в породе (эвтектической называется смесь, температура плавлення которой ниже, чем у всех составных частей смеси по отдельности), Такой начальный зтап частичного плавления породы называется анатексисом. В породах коры над зонами Заварицкого—Беньофа анатексис может вызываться их пропитыванием попадающими в них снизу горячими насыщенными кремнеземом и щелочами флюидами (возможно также разогревание пород при химических реакциях с тепловыделением).

Явления, происходящие в зонах глубинного метаморфизма при участии возникающих вследствие анатексиса расплавов, называются гранитизацией пород. Такие рас-, плавы обладают большой вязкостью и, как правило, редко доходят до поверхности коры, т. е. при застывании обычно образуют плутонические, а не вулканические породы. Геологи отмечают, что гранитно-метаморфический слой в кристаллическом фундаменте континентов сложен, по-виДи- мому, преимущественно не настоящими гранитами, а сланцеватыми кислыми гнейсами явно метаморфического происхождения и что многие крупные гранитные тела — батолиты — обнаруживают проявления метаморфизма и не имеют вулканических эквивалентов.

Процессы метаморфизма, а затем и плавления пород в плитах океанской литосферы, заглубляющихся в мантию, и пород над этими плитами должны создавать специфическую геохимическую зональность изверженных пород в коре над зонами Заварицкого—Беньофа — их закономерное изменение с расстоянием от соответствующих глубоководных океанских желобов. Уже да малых расстояниях происходит десерпентинизация гипербазитов третьего слоя заглубляющейся океанской коры, так что. содержание воды, кремнезема я летучих веществ в вулканических

продуктах здесь максимально, а дальше оно убывает. Наоборот, содержание веществ, освобождающихся из океанской коры лишь на высоких стуненях метаморфизма, с расстоянием должно увеличиваться; это относится, в частности, к калию, приобретающему подвижность лишь в результате наиболее высокотемпературных процессов разложения слюды. Этн закономерности получают хорошее подтверждение в данных по вулканам Курильских островов: в их продуктах содержание Н20, Si02 и летучих веществ с удалением от желоба убывает, а содержание калия и отношение K20/Na20 возрастают.

Геологами установлено следующее чередование рудных полезных ископаемых в зонах Восточной Азии. В зонах с офиолитовыми ассоциациями встречаются медь, золото, хром, пикель, платина. В зоне интенсивного андезитового вулканизма сначала идет подзона с гранитными и гранодиоритовыми батолитами и месторождениями золота, свинца, олова, а часто и молибдена, а затем подзона с мелкими гранитными интрузиями и месторождениями редких металлов, полиметаллов, олова и вольфрама. Накопец, в зоне щелочного магматизма обнаруживаются месторождения редких элементов. Отметим, что предположение о связи зональности полезных ископаемых Тихоокеанского пояса с процессами в зонах пододвигания океанской коры под континент высказывалось советским геологом С. С. Смирновым еще в 30-х годах текущего столетия.

Переработка осадочных пород океанской коры в зонах Заварицкого—Беньофа замыкает цикл выветривание-* снос -*¦ осадкообразование -*¦ заглубление -*¦ метаморфизм -gt; магматизм ++ выветривание, через который могла проходить (может быть, даже многократно) значительная доля материала континентальной коры. Прохождение через такие циклы должно было уравнивать средние составы изверженных и осадочно-метаморфических пород; и действительно, А. Б. Ронов обнаружил, что при одинаковом содержании кремнезема в породах зтих двух типов оказывается одинаковым также и содержание глинозема. Однако в этих циклах осуществлялась, наоборот, резкая дифференциация различных составных частей пород и образовывались, нередко при участии живых организмов, местные концентрации ряда веществ. Таким образом, возникала и росла неоднородность земной коры.

Итак, по изложенным представлениям континентальная кора формируется путем переработки океанской; океан

ская же кора образуется путем выплавки легкоплавких компонент из мантии, что, стало быть, и является первичным процессом образования и роста земной коры. Поэтому эволюция суммарного состава коры должна следовать за эволюцией состава мантии. В последней, как указывалось в конце главы 3, главным процессом было постепенное обогащение кремнеземом, остающимся после перехода железа в ядро. Первичная мантия была недонасыщена кремнеземом, и выплавки из нее образовали катархейскую кору из основных пород (вероятно, анортозитов, состоящих в основном из кальциевого полевого шпата — анортита) с включениями гипербазитов. Продукты их разрушения составляют 60% в осадочных породах нижнего архея возрастом 3,5—3 млрд. лет (рис. 24). Еще 20% в них составляют продукты разрушения андезитовых пород — грау- вакки, 15% — разрушенные метаморфические амфиболито- вые породы, остальное — кварциты.

В нижнем протерозое осуществлялся ряд важных геохимических процессов: 1) из мантии начали выплавляться толеитовые базальты; 2) уровень океана поднялся выше срединно-океанских хребтов, стала осуществляться полная серпентинизация гипербазитов третьего слоя океанской коры и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков; 3) про-' изошло массовое выпадение железистых кварцитов—джеспилитов; 4) возникли осадочные толщи, по составу близкие к гранитам; 5) появились первые настоящие андезито- вые лавы (обнаруженные в Карелии); 6) вслед за широким развитием карбонатных осадков образовались первые щелочные интрузии и близкие к ним по типу граниты рапа- киви. В осадочных породах нижнего протерозоя, возраст которых 2,6—1,9 млрд. лет (рис. 24), разрушенных эффу- зивов и граувакков уже только 25%; сланцы и глины, по составу близкие к гранитам, выходят на первое место — 35%; железистые кварциты, а также конгломераты и пески дают по 15% и 10% составляют карбонаты.

В начале среднего протерозоя, когда вся океанская кора уже приобрела современный характер с полностью серпентинизированным третьим слоем, земную кору охватила широкая волна всеобщего метаморфизма, породившая крупнейшие плутоны гранитоидов и чарнокиты (см. главу 2). В осадочных породах среднего и верхнего протерозоя, возраст которых 1,9—0,6 млрд. лет, доминируют уже продукты разрушения метаморфических пород — ам-

фиболиты и глины, конгломераты и вески занимают но 30%; доля разрушенных эффузивов надает до 20%, до этой же величины возрастает доля карбонатов, железистые кварциты исчезают.

В заключение настоящей главы уместно затронуть проблему наибольшей практической важности — историю образования месторождений полезных ископаемых. Первичное концентрирование ряда веществ могло происходить еще при выплавках легкоплавких и летучих Компонент ЙЬ мантии в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, рудоформирующие аффекты повышенных концентраций ряда металлов гидротермальных растворов рифтовых зон обнаружены экспедицией А. П. Лисицына в Тихом океане. Вторичное концентрирование происходило как при осадкообразовании, так и при переработке океанской коры в зонах Заварицкого—Беньофа (включая деятельность гидротермальных растворов в породах над этими зонами).

Остановимся вкратце на истории месторождений золота, урана, свинца, железа и меди, следуя А. И. Тугаринову (1973). Золото относится к элементам сидерофильным, т. е. имеющим сродство с железом. Поэтому концентрация золота в мантии и, следовательно, в выплавляющихся из нее базальтах должна была уменьшаться со временем по мере перехода железа из мантии.в ядро. Это служит объяснением тому, что самые крупные месторождения золота — Колар (Индия), Йеллоунайф (Канада), ГранЖ-Майн

(Бразилия) и Внтватереранд (ЮАР^ — оказываются чрезвычайно древними: они сосредоточены в метаморфизован-

ных архейских основных породах или в зонах действия возникших в них гидротермальных растворов, ''возраст которых 3,1—2,6 млрд. лет.

Уран принадлежит к литофильным элементам, имеющим сродство с силикатами. Его наиболее древние крупные месторождения относятся к концу архея и первой половине нижнего протерозоя (Витватерсранд *= около

  1. млрд. лет) и имеют осадочный характер. Гидротермальные месторождения (по-видимому, над зонами Заварицкого—Беньофа) образовывались в последующие тек- тоно-магматические эпохи (т. е. зпохи активизации зон Заварицкого—Беньофа) начиная с Балтийской (в Канаде — Атабаска, 1,8 млрд. лет, и Медвежье озеро, 1,4 млрд. лет; в Австралии — Радиум-Хилл и Иса-Майн, 1,7 млрд. лет; в Африке — Катанга, 620 млн. лет; в Европе — Иоахимсталь, 280 млн. лет).

Свинец относится к халькофильным элементам, имеющим сродство с серой, его наиболее распространенная руда — это галенит PbS. Его месторождения связаны с тек- тоно-магматическими эпохами начиная с самой ранней — Белозерской (3,5 млрд. лет). Однако в дорифейское время, пока осадочная дифференциация коры была еще незначительной, образовались лишь некрупные месторождения свинца, а крупные стали возникать на разных континентах почти одновременно в Карельскую тектоно-магматическую эпоху в раннем рифее (Брокен-Хилл в Австралии —

  1. млрд. лет, Сулливан в Канаде — около 1,6 млрд. лет, Завар в Индии — около 1,5 млрд. лет). Их образование происходило путем накопления свинца при осадкообразовании и последующего преобразования под влиянием интрузий.

Содержание железа в мантии уменьшается по мере его перехода в ядро (см. рис. 13), соответственно сокращается и его поступление в кору. Поэтому не удивительно, что паиболее крупные месторождения железных руд имеют очень большой возраст: зто железокварцевые осадки нижнего протерозоя (джеспилиты), образовавшиеся в результате потери подвижности железа после окисления его закисей до окисей, как об этом было рассказано в предыдущей главе. До этого железо было подвижным и его химическое осаждение происходило лишь в небольших Масштабах, а позже новые руды образовывались в основном путем

переработки уже имеющихся осадочных концентраций железа. Укажем, наконец, весьма обильные современные Осадочные руды — железомарганцевые конкреции на поверхности дна глубокого океана, количество которых оценивается в 1—2 триллиона т; в Тихом океане они содержат в среднем 24% марганца, 14% железа и заметные количества ряда других металлов.

Медь — это халькофильный элемент; в числе распространенных медьсодержащих минералов следует назвать медный колчедан халькопирит, медный блеск халькозин, ковеллин. Имеются крупные осадочные месторождения — медистые песчаники и сланцы древнего возраста (нижнепротерозойское Удоканское в Забайкалье и верхнепротерозойские Мосабони в Индии, Меденосный пояс в Замбии и Заире), а также более поздние прожилково-вкрапленные медно-порфировые и медно-молибденовые руды, связанные с интрузиями над зонами Заварицкого—Беньофа (кайнозойский Меденосный пояс Чили, Бингем в США, Валли-Коннер в Канаде и др.),

<< | >>
Источник: А. С. МОНИН. Популярная история Земли.— М.: Наука.— 224 с., ил. 1980

Еще по теме ИСТОРИЯ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ:

  1. БИОСФЕРА
  2. Глава 1
  3. ИСТОРИЯ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ
  4. БИОСФЕРА КАК АРЕНА ЖИЗНИ
  5. 5.5. Биосфера
  6. 7.4. Круговорот вещества и энергии — одно из основных свойств динамики географической оболочки
  7. ГЛАВА 8. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ОБОЛОЧКИ
  8. КРАТКИЙ ОЧЕРК О ПЛАНЕТЕ ЗЕМЛЯ
  9. Глава 4 Атмосфера. Воздушная оболочкаЗемли
  10. Глава 9 Функциональные связи в природной среде
  11. Глава 11 Круговороты в биосфере
  12. Г л а в а 16 Загрязнение атмосферы
  13. Глава 17 Воздействие на гидросферу
  14. 12.6. Круговороты веществ
  15. Предыстория
  16. Краткая история экологического знания
  17. Гидросфера
  18. Воздействие на атмосферу