CC BY
318
Ранние этапы развития Земли
H.О. Сорохтин
Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты
Аннотация. В статье рассматриваются закономерности развития Земли в раннем докембрии и возможный сценарий процесса выделения земного ядра. Определяются механизмы перегрева мантии Земли и закономерности формирования литосферы. Описываются современные взгляды на процесс образования планеты Земля и на ее взаимодействие с Луной.
Abstract. The paper concerns the mechanisms of the Earth's evolution during the Precambrian Time and possible way of the Earth's core isolation process. The mantle overheating mechanisms and regularities of lithosphere formation have been determined. The modern views on the Earth formation process and interaction between the Earth and Moon have been described.
I. Введение
Согласно современным космогоническим представлениям, исходное газопылевое протосолнечно -протопланетное облако, из которого возникла Солнечная система, образовалось из межзвездного газа и скоплений пыли, характерных для нашей и других галактик. Происхождение же вещества этих скоплений связано со взрывами крупных звезд (превышающих по массе в несколько раз массу Солнца), полностью прошедших свой эволюционный путь. Обычно финальные взрывы таких крупных звезд называют вспышками "сверхновых" звезд, поскольку на короткое время их светимость возрастает в миллиарды раз, они становятся наиболее яркими объектами в своих галактиках и воспринимаются нами как вспышки новых звезд на привычном фоне "старого" небосвода.
Наиболее плодотворной гипотезой происхождения планет является разработанная О.Ю. Шмидтом и B.C. Сафроновым гипотеза "холодного" происхождения планет за счет аккреции холодного же газопылевого протопланетного облака. Наиболее полно и последовательно теория планетообразования изложена в монографии B.C. Сафронова "Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет" (Сафронов, 1969). Сразу же отметим, что основополагающая модель планетообразования Шмидта - Сафронова полностью удовлетворяет современным геологическим и геохимическим данным о развитии Земли. Более того, эти данные просто подтверждают правильность самой модели (Сорохтин, Ушаков, 1989; Сорохтин, 1998).
Из гипотезы планетообразования Шмидта - Сафронова и теории аккреции планет следуют два важных вывода. Во-первых, молодая Земля была относительно холодной планетой и температура в ее недрах нигде не поднималась выше температуры плавления земного вещества. Во-вторых, благодаря гомогенной аккреции планет, состав вещества первичной Земли был практически однородным во всем ее объеме и, следовательно, у нее еще отсутствовали кора и плотное ядро.
Отсюда следует, что молодая Земля была тектонически пассивной планетой и характеризовалась полным отсутствием магматической деятельности. Этот вывод теории легко проверяется по возрастам наидревнейших магматических пород Земли. Судя по геологическим данным, первые в истории Земли расплавы появились в начале раннего архея, т.е. только через 600-800 млн лет после ее образования. Достоверно установленный возраст наиболее древних изверженных пород земной коры приблизительно равен 3.8-109 лет. При этом необходимо учитывать, что коровые породы, в конце концов, являются продуктами химико-плотностной дифференциации земного вещества, и поэтому они всегда оказываются более легкими, чем исходное вещество мантии. По этой простой причине такие породы, однажды поднявшись на поверхность Земли, уже не могут быть полностью уничтожены последующими тектоническими процессами (этому препятствует закон Архимеда). Отсюда видно, что в достаточно длительный промежуток времени после формирования Земли, отмечаемый в геологической летописи как полный "провал ее памяти", т.е. в течение всего катархея, в земных недрах, действительно, никаких магматических процессов не происходило. По оценкам B.C. Сафронова (1969), продолжительность такого латентного периода могла составлять от 0.5 до 1 млрд лет.
Расчеты B.C. Сафронова показывают, что рост Земли продолжался около 100 млн лет и вначале происходил во все ускоряющемся режиме аккреции, но затем, в связи с исчерпанием запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималий протопланетного облака, вновь замедлился. Всего при аккреции Земли выделилось гигантское количество гравитационной энергии - около 23.3-1038 эрг. Этой энергии более чем достаточно не только для расплавления всего земного вещества, но и для его полного
испарения при температуре выше 30,000°С. Однако большая часть энергии аккреции выделялась в самых приповерхностных частях растущей Протоземли и вновь терялась с ее тепловым излучением. При этом, естественно, потери тепла оказывались тем большими, чем медленнее происходил рост самой Земли. В результате за время роста Земли (около 108 лет) температура в недрах растущей Земли, по-видимому, повсеместно оставалась ниже температуры плавления первичного земного вещества. Следовательно, и сама Земля в то время оставалась еще сравнительно холодной, недифференцированной планетой, лишенной ядра и земной коры. Помимо "провала памяти" в геологической летописи Земли, наиболее ярким и практически неопровержимым свидетельством этого являются изотопные отношения свинца на Луне и Земле. В лунных породах, явно выделившихся после полного расплавления планеты, отношения радиогенных изотопов свинца с атомными весами 206, 207 и 208, образовавшихся за счет распада урана 238 и 235 и тория 232, к стабильному (первичному) изотопу 204 экстремально велики. Эти отношения в лунных породах достигают, соответственно, значений 207, 100, 226 и выше, тогда как для земных пород, осредненных в океаническом резервуаре пелагических осадков, эти же отношения равны 19.04, 15.68 и 39.07. Для первичных же свинцов (судя по изотопному составу железного метеорита "Каньон Диабло", Аризона, США) они еще меньше -только 9.50, 10.36 и 29.45. Приведенные отношения изотопов свинца практически однозначно фиксируют факт полного расплавления и дифференциации лунного вещества, и столь же убедительно показывают, что Земля никогда полностью не плавилась и не подвергалась столь радикальной дифференциации.
Рассматривая условия образования и самые ранние этапы развития Земли, нельзя не учитывать тот факт, что сразу же после своего формирования из газопылевого облака она взаимодействовала со своим спутником - Луной. При этом сам факт образования массивного спутника на близкой околоземной орбите имел значение для развития эндогенных процессов в молодой Земле.
2. Образование двойной планетной системы Земля - Луна
Земля и Луна фактически представляют собой систему двойной планеты. Их влияние друг на друга сейчас невелико, хоти и вполне заметно. Однако на ранних этапах развития этой системы оно было исключительно сильным, приводило к катастрофическим последствиям и радикальным изменениям хода эволюции обеих планет. Поэтому происхождение Земли и Луны необходимо рассматривать совместно (Сорохтин, Ушаков, 1989). При этом, оправдывая повышенное внимание к Луне в данной работе, посвященной эволюции Земли и ее геодинамике, заранее отметим, что именно Луна, как спутник нашей планеты, послужила тем спусковым механизмом, который запустил и существенно активизировал тектоническое развитие Земли в архее. Кроме того, Луна раскрутила нашу планету, определила своей орбитой захвата наклон оси ее вращения, а с этим явлением, как известно, связана смена времен года и вся климатическая зональность Земли, а также происхождение ее магнитного поля. Более того, сейчас определенно можно утверждать, что именно Луна, ускорив эволюционное развитие Земли, предопределила появление на ее поверхности высокоорганизованной жизни. Но все это чисто земные проблемы, разобраться с которыми, однако, без рассмотрения адекватной теории развития двойной планеты Земля - Луна просто невозможно.
На сегодняшний день существуют две основные группы гипотез происхождения системы Земля - Луна. Первая описывает механизм захвата гравитационным полем Земли проходящего по касательной траектории спутника. Однако сложность объяснения захвата Землей крупного спутника из далекой области Солнечной системы и исчезающе малая вероятность такого события (Каула, 1971), привела к появлению другой группы гипотез. По этим гипотезам Луна образовалась в области формирования самой Земли из единого облака планетезималий, составив тем самым систему двойной планеты. Наиболее проработанной гипотезой этого ряда является гипотеза Е.Л. Рускола (1975) об образовании Луны из планетозималий околоземного спутникового роя. Однако ни одна из этих групп гипотез не может объяснить специфику химического состава и геохимию лунного вещества.
Одной из главных трудностей построения адекватной теории образования Луны является объяснение ее резкого обеднения железом, сидерофильными и халькофильными элементами. Действительно, судя по средней плотности Луны (^ = 3.34 г/см3), она содержит лишь около 5 % железоникелевой фазы (Рингвуд, 1982), или с учетом средней концентрации БеО в ее мантии - только около 13-14 % тяжелой фракции. Это намного меньше, чем среднее содержание соединений железа в недифференцированном веществе углистых хондритов (22 %) и, тем более, в земном веществе - около 37 %.
Наряду с отмеченной аномалией по содержанию железа в Луне, составы ее базальтов удивительно напоминают составы примитивных базальтов срединно-океанических хребтов Земли. Кроме того, данные по изотопам кислорода также говорят в пользу родственного происхождения Земли и Луны и отличного от них происхождения углистых и обычных хондритовых метеоритов. На этом основании Рингвуд (1982) сумел очень убедительно показать геохимическую общность лунного
вещества с веществом земной мантнн. Однако из этого весьма показательного факта А. Рингвуд делает совершенно неправдоподобный вывод, будто Земля вскоре после своего образования и выделения у нее плотного ядра очень быстро раскрутилась, и за счет возникшей благодаря этому ротационной неустойчивости от ее мантии оторвалась крупная часть вещества, превратившаяся затем в Луну. Идея эта не нова и около ста лет назад высказывалась Дж. Дарвином, талантливым геофизиком, сыном Ч. Дарвина. К сожалению, с механической точки зрения эта гипотеза оказалась совершенно неверной.
Рассматривая происхождение Луны, необходимо учитывать крайнюю степень дифференцированное™ ее вещества, приведшую к отделению железа от силикатов и к их значительному обеднению сидерофильными элементами. Такая полная дифференциация вещества могла происходить лишь в теле достаточно крупной и обязательно расплавленной планеты. Это важный вывод, и не считаться с ним нельзя. Об образовании Луны из первоначально расплавленной планеты, в частности, говорит и состав ее мощной анортозитовой коры, состоящей в основном из кальциевого полевого шпата - анортита. Такая кора могла выделиться только из полностью расплавленного вещества более крупного, чем Луна, космического тела. По данным определения возраста лунных анортозитов, процесс этот развивался около 4.6-4.4 млрд лет тому назад, т.е. в период, близкий по времени к моменту образования самой системы Земля - Луна. Следовательно, можно ожидать, что родительское тело Луны прошло стадию полного планетарного плавления и дифференциации еще до образования самой Луны.
Второй и весьма примечательный факт, который обязательно необходимо учитывать при разработке гипотезы образования Луны, состоит в том, что суммарный момент количества вращения системы Земля -Луна в точности отвечает ситуации, при которой спутник и центральная планета находились на расстоянии предела Роша друг от друга и обладали синхронной угловой скоростью вращения (Сорохтин, Ушаков, 1989). Такое совпадение не может быть случайным. Наоборот, оно свидетельствует о том, что Луна при своем образовании, действительно, находилась на пределе Роша и могла подвергаться разрушению.
Учитывая приведенные данные и соображения, в конце 80-х годов появилась достаточно стройная гипотеза О.Г. Сорохтина (Сорохтин, Ушаков, 1989), по которой представляется наиболее вероятным, что Луна является остатком некой более крупной планеты - Протолуны, захваченной растущей Землей, вероятнее всего, с соседней (ближайшей) орбиты и разрушенной гравитационным полем Земли на пределе Роша. В качественной форме близкие идеи о двухэтапном образовании Луны за счет приливного разрушения более крупной планеты и последующего захвата ее частей ранее высказывали Дж. Вуд и X. Митлер, а также Е. Эпик. Сама же Луна образовалась из сохранившегося от разрушения внешнего приливного горба Протолуны - предварительно расплавленной и прошедшей полную дифференциацию планеты. Остальное вещество Протолуны, включая большую часть ее железного ядра, в процессе разрушения выпало на Землю.
Следуя основным выводам О.Г Сорохтина, рассмотрим теперь, с точки зрения этой новой гипотезы происхождения Луны, ее влияние на тектоническое развитие молодой Земли. Сразу же отметим, что, в отличие от традиционных гипотез происхождения Луны, новая модель ее образования, судя по всему, лучше других объясняет практически всю совокупность современных данных о составе, строении и геологической эволюции нашего спутника. Но, кроме этого, она также объясняет происхождение осевого вращения Земли и реально существующее распределение моментов количества движения между Землей и Луной. Поэтому в наших исследованиях мы приняли именно эту модель образования Луны и ее влияния на развитие молодой Земли.
Первоначальная угловая скорость вращения Земли, до захвата ею Протолуны, не должна была быть высокой и могла даже быть обратной, как, например, у Венеры, лишенной массивных спутников. Именно поэтому скорость орбитального обращения Протолуны (вне зависимости от механизма ее образования или захвата) должна была быть существенно более высокой, чем угловая скорость собственного осевого вращения Земли. Из условия превышения угловой скорости орбитального движения спутника над угловой скоростью вращения центральной планеты а > П и закона сохранения момента количества движения системы с неизбежностью вытекает, что в процессе приливного взаимодействия планет орбитальный момент Протолуны должен был постепенно передаваться Протоземле, ускоряя тем самым ее собственное вращение в сторону движения спутника. Одновременно с этим Протолуна, теряющая свой момент количества движения, столь же неизбежно и неудержимо должна была приближаться к Протоземле.
Соответствующие оценки показывают, что после захвата Протолуны в ее теле только за счет радиальных приливных деформаций должно было выделиться около 1.5-1037 эрг (или 1.5Т030 Дж) тепловой энергии, что эквивалентно выделению 1200 калорий тепла на каждый грамм вещества Протолуны (Сорохтин, Ушаков, 1989). Учитывая, что теплота плавления большинства магматических пород примерно равна 100 кал/г, а их теплоемкость « 0.3 кал/г-град, легко найти, что выделившегося таким путем тепла
было бы вполне достаточно для полного расплавления Протолуны и подъема температуры ее вещества почти до 3700°С. К этому теплу следует добавить еще и дополнительную энергию гравитационной дифференциации Протолуны, которая неизбежно должна была произойти после ее расплавления. Это прибавило еще около 1036 эрг тепловой энергии и дополнительный разогрев на 250°С. В результате благодаря приливным деформациям Протолуна должна была не только расплавиться, но и существенно перегреться, что, в свою очередь, привело к полной плотностной дифференциации ее вещества.
Время эволюции системы от момента захвата Протолуны до ее перехода на круговую орбиту было очень коротким (около 10 тыс. лет). Поэтому, несмотря даже на интенсивное поверхностное охлаждение, она должна была еще долгое время оставаться полностью расплавленным и сильно перегретым космическим телом. Расплавление и перегрев Протолуны должны были привести к существенной гравитационной дифференциации ее вещества по плотности и к почти полной потере ею всех летучих элементов и соединений. В связи же с малой массой Луны, эти летучие компоненты не смогли сохраниться в атмосфере спутника.
Диссипация приливной энергии, естественно, происходила и в Протоземле. При этом выделявшаяся в центральной планете тепловая энергия приливного взаимодействия со спутником черпалась из энергии его орбитального движения. Часть этой энергии уходила на "раскрутку" Протоземли (так плоскость обращения Протолуны стала экваториальной плоскостью Протоземли), а часть - на разогрев планеты. Можно определить, что за счет приливного взаимодействия Протолуны с Протоземлей (от момента захвата массивного спутника до его перехода на предел Роша), в теле последней должно было выделиться около 1.25-1037 эрг тепловой энергии. Этого тепла хватает для подъема средней температуры Протоземли приблизительно на 180°С, но еще далеко не достаточно для начала ее расплавления. Об этом же говорят и упоминавшиеся выше геологические данные о появлении наиболее древних магматических пород на Земле лишь приблизительно через 600-800 млн лет после ее образования.
На пределе Роша длинная полуось деформированного приливами жидкого спутника оказывается в полтора раза больше его исходного (неискаженного приливами) радиуса, и спутник приобретает форму эллипсоида вращения с длинной полуосью, направленной к центральной планете и в 1.84 раза превышающей его экваториальный радиус, что очень похоже на мяч для регби или простой огурец.
Угловые скорости вращения Земли и обращения вокруг нее Луны на пределе Роша равны друг другу Д) = (Щ. Экваториальный радиус Земли, раскрученной приливными взаимодействиями с Протолуной до предельной скорости обращения спутника на пределе Роша (с периодом вращения 6.17 часов), приблизительно равнялся Яе0« 6716 км. Отсюда можно подсчитать, что в момент нахождения Луны на орбите предела Роша, она нависала над земной поверхностью на высоте всего 7830 км (можно только догадываться, какое впечатление могло производить такое сближение планет!).
Разрушение жидкой и расслоенной (прошедшей дифференциацию) Протолуны при ее переходе на орбиту критического предела с последующим постепенным погружением в сферу Роша должно было происходить за счет стекания расплавленного вещества внутреннего (обращенного к центральной планете) приливного вздутия в сторону Протоземли. Сорванное с поверхности Протолуны силикатное вещество в форме небольших застывших брызг - лапиллий и "вулканических бомб" - должно было по широкой спирали устремляться к центральной планете.
По мере разрушения Протолуны ее размеры постепенно уменьшались, а вокруг молодой Земли, подобно кольцам Сатурна, должны были возникать земные кольца вращающихся мелких метеоритных тел (рис. 1). Однако благодаря возмущающим воздействиям Протолуны и взаимным соударениям этих метеоритных тел все вещество колец постепенно должно было выпадать на земную поверхность. В результате угловая скорость осевого вращения Земли П повышалась, а скорость погружения остатков Протолуны в сферу Роша, наоборот, - уменьшалась.
Расчеты показывают (Сорохтин, Ушаков, 1991), что скорость сближения спутника с планетой в ту далекую эпоху была достаточно большой: за один оборот Протолуна, с периодом ее обращения вокруг Земли около 6 часов, погружалась в сферу Роша на ~ 35 м, а за год - на целых 50 км! Как видно из этих оценок, сближение Протолуны с Протоземлей действительно происходило весьма стремительно. При такой скорости погружения Протолуны в сферу Роша даже расплавленное, но все-таки вязкое, протолунное силикатное вещество из внутреннего приливного выступа спутника просто не успевало
Рис. 1. Картина разрушения Протолуны на пределе Роша Протоземли (рисунок О. Сорохтина)
стекать с его поверхности в сторону Земли. В результате Протолуна, в те трагические для нее времена, могла погружаться в сферу Роша значительно глубже, чем это допускается теорией, не учитывающей конечную вязкость вещества разрушаемого спутника. По-видимому, ситуация должна была резко измениться, как только приливное ускорение со стороны Земли превысило ускорение силы тяжести на поверхности протолунного ядра. После этого момента, при достаточно быстром погружении спутника в сферу Роша, в большей части его ядра возникают значительные растягивающие напряжения. В таких условиях после преимущественного разрушения внутреннего приливного горба Протолуны, вероятно, должно было произойти достаточно быстрое истечение маловязкого расплавленного железа из ее ядра на земную поверхность. При этом, судя по оценкам, весь процесс разрушения Протолуны занял не более 100 лет, т.е. с геологической точки зрения был мгновенным.
Благодаря выпадению на Протоземлю большей части протолунного вещества ее масса возросла до массы современной Земли, а угловая скорость ее осевого вращения за счет приливных взаимодействий с Протолуной увеличилась до значения угловой скорости орбитального обращения спутника на пределе Роша П = « 2.83Т0-4 с-1 (один оборот 6.17 часов). Однако такое состояние является неустойчивым (метастабильным), поскольку даже небольшое нарушение этого равенства в сторону увеличения угловой скорости вращения центральной планеты должно было приводить к изменению знака сил приливного взаимодействия, после чего сближение спутника с планетой должно было меняться на противоположный режим их отталкивания друг от друга. Причиной же некоторого увеличения угловой скорости вращения Земли могло служить постепенное выпадение на ее поверхность вещества, скопившегося до этого (при разрушении Протолуны) в пространстве между спутником и Землей. Дополнительно передавая Земле свой момент количества движения (уже после того, как возникло равенство О = сок), такое выпадение осколков бывшей Протолуны на земную поверхность неизбежно должно было приводить к увеличению угловой скорости вращения Земли. Но как только угловая скорость собственного осевого вращения Земли превысила скорость орбитального обращения Луны ац, сразу же приливные взаимодействия планеты и спутника поменяли свой знак на противоположный. Земля стала тормозиться, а молодая Луна начала стремительно отодвигаться от Земли, что и спасло ее от окончательного разрушения.
Существенное влияние на приливное взаимодействие планет оказывает эффективная механическая добротность 2 центральной планеты. Напомним, что под фактором добротности понимается степень приближения реологических свойств реальных тел к идеальной упругости: чем выше механическая добротность тела, тем его свойства ближе к идеально упругим материалам, и наоборот, чем ниже фактор добротности, тем это тело больше проявляет свои пластичные свойства. Численно безразмерный фактор добротности равен отношению общей энергии, затрачиваемой на деформацию тела (например, за счет приливных взаимодействий планет), к той ее части, которая благодаря процессам внутреннего трения в материале этого тела превращается в тепло.
Молодая Земля сразу же после своего образования была холодным космическим телом, и в ее недрах, как мы уже отмечали, температура еще нигде не превышала температуру плавления вещества. Кроме того, на земной поверхности тогда не было ни океанов, ни атмосферы. Поэтому эффективная механическая добротность Земли в тот ранний период ее развития была сравнительно высокой. Тем не менее, скорость удаления Луны от Земли вначале была наибольшей, поскольку она обратно пропорциональна 6-й степени расстояния между планетой и ее массивным спутником (Сорохтин, Ушаков, 1991). В архее появились первые мантийные расплавы, а на поверхности Земли возникли мелководные морские бассейны. В результате резко уменьшилась приливная добротность Земли и, как следствие этого, резко возросла скорость отодвигания Луны от Земли. Средние значения фактора добротности в протерозое и фанерозое были определены по микрослоистости строматолитов и кораллов, позволяющей найти для некоторых моментов времени этих эпох число дней в году или, что то же самое, угловую скорость собственного вращения Земли. Именно таким путем О.Г. Сорохтин рассчитал эволюцию приливной
добротности Земли и, как ее функцию, эволюцию расстояния Луны от Земли, изображенную на рис. 2.
400
(
0 ^н-1-1-1-1-1-1-1-1-1
-4 -3 -2 -1 0
Время, млрд. лет
Рис. 2. Эволюция расстояния Луны от Земли по расчетам О.Г. Сорохтина (новые данные). Эпохи лунного магматизма (серые участки на диаграмме): I - анортозитового; II - базальтового.
Важно отметить, что помимо Луны на ранних стадиях развития системы Земля - Луна вокруг нашей планеты обращался еще и целый рой более мелких спутников (Рускол, 1975), которые благодаря приливным взаимодействиям с Землей также отодвигались от центральной планеты. Но с наибольшей скоростью отодвигались только самые массивные спутники, прежде всего, Луна. Это привело к тому, что Луна в течение всего катархея и архея выметала эти спутники из околоземного пространства. С наибольшими скоростями этот процесс развивался в периоды наиболее быстрого отодвигания Луны от Земли, т.е. в начале катархея и в раннем архее. Причем вначале, когда на Луне еще не успела образоваться мощная литосфера, на ее поверхность выпадали более мелкие спутники, пробивавшие тонкую кору и открывавшие доступ на поверхность только анортозитовым расплавам.
В раннем же архее, после второго импульса ускорения отодвигания Луны от Земли, на лунную поверхность стали выпадать более массивные спутники, уже пробивавшие мощную анортозитовую кору Луны и открывавшие доступ на ее дневную поверхность более глубинным базальтовым расплавам. Так образовались "лунные моря" - обширные базальтовые излияния на Луне (Сорохтин, Ушаков, 1989; 1991).
Поскольку второй импульс ускорения отодвигания Луны от Земли был связан с возникновением в Земле первых расплавов (астеносферы), то этот теоретический вывод для нас исключительно важен. Он показывает, что начало лунного базальтового магматизма отмечает собой и начало тектонической активности Земли. Судя по абсолютной геохронологии лунных образцов, формирование гигантских ударных кратеров и заполнение их базальтами происходило в период 4.0-3.6 млрд лет тому назад и полностью совпадает по времени с началом тектонической активности Земли, что и следует из механизма образования и эволюции системы Земля - Луна. По-видимому, впервые обратил внимание на совпадение проявлений базальтового магматизма на Луне с началом процесса выделения земной коры (т.е. фактически с началом тектонической активности Земли) и увидел в этом совпадении определенную связь между событиями на Земле и Луне выдающийся российский геолог В.Е. Хаин (Хаин, Божко, 1988).
Энергия приливных взаимодействий спутника и планеты обратно пропорциональна 6-й степени расстояния между их центрами тяжести. Это означает, что любое сближение планет приводит не только к значительному увеличению самих приливов, но и к интенсификации всех связанных с приливами процессов. Поэтому катастрофа Протолуны не только значительно раскрутила нашу Землю, но также и несколько разогрела ее за счет приливных деформаций, но все же, из-за большой массы Земли, на ее внутреннем тепловом балансе сказалась не столь радикально, как это могло бы показаться с первого взгляда. По-видимому, вклад разрушившейся Протолуны и выпавших на земную поверхность ее осколков в энергетику Земли нужно еще относить к энергетическим эффектам аккреции нашей планеты. Но эти эффекты в общей форме учитываются в современной теории планетообразования, подробно изложенной, например, в работах B.C. Сафронова и других авторов.
Распределение температуры в первичной Земле, по понятным причинам, можно оценить лишь теоретически, исходя из имеющихся представлений о формировании планет Солнечной системы. Такую и, по-видимому, наиболее популярную оценку для рассмотренной выше модели образования Земли благодаря аккреции холодного протопланетного пылевого облака выполнил B.C. Сафронов (1969). Согласно его расчетам, время формирования Земли растянулось, по крайней мере, на 100 млн лет, и поэтому ее недра тогда повсеместно оставались холоднее температуры плавления земного вещества. Своего максимума температура молодой Земли достигала на глубинах около 600-800 км, поднимаясь там до 1400-1500°С, а к центру планеты она вновь несколько снижалась (рис. 3, кривая 1). Несколько позже A.B. Витязев и B.C. Сафронов (Витязев и др., 1990) опубликовали другой вариант распределения температуры в первичной Земле, изображенный кривой 2 на рис. 3.
При пользовании приведенными температурными распределениями, однако, необходимо помнить, что они весьма приближенные и были получены путем использования нескольких трудноопределимых параметров модели аккреции Земли. Тем не менее, учитывая выделение в земных недрах приливной и радиогенной энергии в катархее и принимая во внимание, что первые расплавы земного вещества появились только в начале архея (около 4.0 млрд лет назад), мы, совместно с О.Г. Сорохтиным, попытались уточнить температурные кривые B.C. Сафронова и A.B. Витязева, согласовав их с общим энергетическим балансом Земли и фактом появления первых эндогенных расплавов земного вещества только на рубеже катархея и архея около 4 млрд лет назад.
Действительно, в катархее, к началу тектонической активности Земли около 4 млрд лет назад, в молодой Земле выделилось около 1.13-1037 эрг радиогенной энергии и 2.1-1037 эрг приливной энергии (Сорохтин, Ушаков, 1991). Благодаря распаду радиоактивных элементов температура земных недр в катархее постепенно повышалась, добавляясь к ее начальному распределению 70. За весь катархей, т.е. за первые 600 млн лет жизни Земли, распад радиоактивных элементов в среднем прогрел ее недра приблизительно на 159 градусов. Приливная же энергия Et в катархее выделялась в основном в верхних
областях экваториального пояса Земли, причем эта энергия пропорционально 6-й степени от текущего радиуса планеты Et ~ r6 и r = R — H, где R - радиус Земли; Н - глубина до рассматриваемого уровня. Это привело к дополнительному повышению температуры земных недр ATt в этих областях приблизительно на 500-700°:
Рис. 3 (слева). Температура молодой Земли: 1 и 2 - предельные распределения начальной температуры Земли: 1 - по B.C. Сафронову (1969) с учетом ударов тел разных размеров, но вначале мелких, а затем и более крупных; 2 - по A.B. Витязеву и др. (1990) с учетом ударов крупных тел в начале процесса аккреции Земли; 3 - принятое распределение начальной температуры Земли, учитывающее как ударное нагревание планеты, так и ее приливное разогревание при захвате и разрушении Протолуны.
3000 4000
Глубина, км
2000 3000 Глубина, км
Рис. 4. Дополнительный разогрев экваториального пояса Земли на рубеже катархея и архея (около 4 млрд лет назад) за счет диссипации энергии приливных взаимодействий Земли с Луной
2000 3000 4000 оооо
Глубина, км
Рис. 5. Распределение температуры в молодой Земле:
1 - начальная температура Земли около 4.6 млрд лет назад;
2 - температура на рубеже катархея и архея около 4 млрд лет назад;
3 - температура плавления железа; 4 - температура плавления силикатов
Mt= Tt erf(H/2 Vat),
(1)
где Т « к(Я — И)6. Значение коэффициента к подбиралось таким, чтобы на рубеже катархея и архея, т.е. при ? = 600 млн лет, кривая ТА1 = Т0 + 159 + АТ( касалась кривой зависимости температуры плавления железа от давления. Прогрев Земли за счет приливных деформаций в ее экваториальном поясе на рубеже катархея и архея показан на рис. 4, а полученное таким путем распределение температуры в самом начале архея - на рис. 5 (кривая 2).
Как видно на рис. 5, геотерма на рубеже катархея и архея достигла температуры плавления железа на глубинах около 200-400 км. Напомним, что в первичном веществе Земли содержалось около 14 % металлического железа, поэтому дифференциация земного вещества первоначально была связана с сепарацией расплавов металлического железа от силикатов земного вещества. Дальнейшее развитие процесса дифференциации происходило по механизму зонного плавления земного вещества, впервые подробно рассмотренному А.П. Виноградовым (1964) и Г.В. Виноградовой (1985). Однако, в отличие от модели А.П. Виноградова, процесс зонной плавки питался не радиогенной энергией, которой в Земле для этого явно недостаточно, а значительно более мощным источником - энергией гравитационной дифференциации земного вещества (Сорохтин, Ушаков, 1991).
Начавшееся на рубеже катархея и архея зонное плавление земного вещества привело к возникновению в самом начале архея первой астеносферы. Скорее всего, это событие произошло все в том же экваториальном поясе Земли, на глубинах около 200-400 км, т.е. там, где геотерма разогревающейся Земли впервые достигла уровня начала плавления железа и силикатов (рис. 5).
3. Земля в катархее
По принятой модели развития Земли, подробно изложенной в работах (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1993), в раннем докембрии следует выделять три крупных зона: катархей (от 4.6 до 4.0-3.8), архей (от 4.0-3.8 до 2.6-2.5) и ранний протерозой (2.5-1.8 (1.7) млрд лет назад). Все три зона по-своему уникальны.
В катархее (в переводе "ниже архея") Земля оставалась еще сравнительно холодной и тектонически пассивной планетой. Тем не менее, Земля тогда интенсивно сотрясалась экзогенными приливными землетрясениями, поскольку Луна в те далекие времена находилась на близких к Земле орбитах, и вызываемые ею приливы в Земле были весьма значительными. В недрах Земли тогда не существовало расплавов и поэтому не происходило магматической дифференциации ее вещества и формирования земной коры, а ее поверхность была сложена только реголитом первозданного земного вещества. Вещество это было резко ультраосновного состава с содержанием кремнезема около 31 %, но зато концентрация железа в нем достигала 13.2 %, а БеО - почти 24 %. В первичном веществе Земли были повышенными также и концентрации многих сидерофильных и халькофильных элементов (таких, как никель, хром, платина, медь, свинец и другие полиметаллы), ныне опустившихся в земное ядро.
Не было в катархее у Земли ни гидросферы, ни плотной атмосферы, поскольку реголит ультраосновного состава весьма эффективно поглощал и погребал под собой все химически активные летучие элементы и соединения (например, Н20, С02 и др.), выделявшиеся при падениях на земную поверхность планетезималий еще при аккреции самой планеты. Именно по этой причине катархейская атмосфера должна была состоять только из относительно инертного азота с небольшими добавками благородных газов и быть разреженной. По оценкам О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова (1997), давление азотной атмосферы в катархее достигало 0.67 бар, а земная поверхность тогда сковывалась морозом около -5-7°С. Не могло в катархее существовать и месторождений полезных ископаемых, так как все рудные элементы тогда были равномерно рассеяны по всему объему Земли в первичнокларковых содержаниях. Поскольку в катархее не было земной коры и не происходило ее формирования, то никаких следов этой эпохи в геологической летописи Земли не могло и сохраниться. Эта эпоха выделяется только по "провалу памяти" в истории Земли, длительностью около 600-800 млн лет, т.е. от момента ее образования около 4.6 млрд лет до начала архея 4.0-3.8 млрд лет тому назад, когда только и началось формирование земной коры.
4. Развитие Земли в архее
В самом конце катархея - начале архея, благодаря выделению в Земле приливной и радиогенной энергий, ее температура на глубинах верхней мантии уже поднялась до уровня плавления земного вещества. Сразу же после этого начался процесс дифференциации земного вещества с выделением железа и его окислов, сформировавших затем (в самом конце архея) земное ядро. С этого же момента началось формирование и земной коры - главного носителя геологической летописи Земли. Отсюда видно, что и документальная история Земли у нас начинается только с архея, а не с момента ее образования.
В катархее наибольшая часть приливной энергии выделялась в экваториальном поясе Земли, поскольку в то далекое время Луна еще обращалась вблизи нашей планеты и в плоскости экватора (Сорохтин, Ушаков, 1989). В этом же поясе возникла и первая кольцевая зона дифференциации земного вещества с постепенно погружающимся слоем расплавленного железа и его окислов (рис. 6). Поэтому и тектоническая активность Земли первоначально должна была также проявиться только в ее экваториальном поясе. Если в первом приближении принять, что расширение тектономагматического пояса Земли в архее происходило по синусоидальному закону (т.е. за периодами ускорения процесса следовал период относительного замедления, в связи с закономерностью движения приливного горба), и что первые расплавы зародились около 4 млрд лет назад на глубинах от 200 до 400 км, то можно оценить, что к моменту их выхода на поверхность около 3.8 млрд лет назад ширина такого экваториального пояса приблизительно равнялась ±15°, или 3300 км. В конце же архея этот пояс уже расширился на всю Землю.
(3,0-2,8)-10'леет
(2,7 - 2,6)10* лет
Рис. 6. Последовательные этапы развития процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования ядра Земли. Черным показаны расплавы железа и его окислов, черточками - первичное земное вещество, радиальной штриховкой - континентальные массивы
Интересно отметить, что вместе с железом и его окислами в кольцевой слой расплавов преимущественно переходило и большинство сидерофильных и халькофильных элементов. Поэтому конвектирующая мантия над погружающимся кольцевым слоем зонной дифференциации земного вещества в архее была обеднена и железом, и этими элементами. Именно по этой причине, вероятно, архейские континентальные щиты и не отличаются повышенным металлогеническим потенциалом.
По мере продвижения фронта дифференциации вглубь Земли постепенно расширялась кольцевая зона дифференциации земного вещества. При этом расплавленное железо и его окислы не могли стекать к центру Земли из-за очень большой вязкости холодного земного вещества в ее центральных областях (r¡ >> 1030 пуаз). В результате возникла ситуация резкой гравитационной неустойчивости планеты, когда тяжелые железные расплавы оказались расположенными над менее плотной, но очень жесткой "сердцевиной" Земли. Такая неустойчивость должна была, в конце концов, разрешиться самоускоряющимся процессом Рис 7 Изменения интенсивности магнитного поля всплывания жесткой земной "сердцевины" в Земли по палеомагнитным данным (Hale, 1987). экваториальной зоне одного из полушарий Земли и Горизонтальными и вертикальными линиями показаны опусканием тяжелых расплавов к центру Земли со доверительные интервалы измерений; кружком с стороны противоположного полушария, как это и крестиком отмечена интенсивность современного показано на рис. 6. Процесс этот, вероятнее всего, геомагнитного поля
начался где-то около 3.2-3.0 млрд лет назад и сопровождался выделением огромного количества энергии (около 5.5-1037 эрг), возникновением интенсивных конвективных течений в мантии, полностью и радикально перестроивших весь существовавший до этого режим тектонического развития нашей планеты, и формированием первого в истории Земли суперконтинента Моногеи. Произошло это событие, вероятнее всего, в самом конце архея. Именно таким путем, по-видимому, можно объяснить и образование земного ядра около 2.6-109 лет назад. О таком развитии сценария, в частности, свидетельствуют и палеомагнитные данные, показывающие, что магнитное поле современного типа (т.е. дипольное) у Земли появилось только около 2.6-109 лет назад (Hale, 1987), т.е. как раз на рубеже архея и протерозоя (рис. 7). Следует отметить, что в раннем и среднем архее магнитное поле Земли также существовало, но было меньшей интенсивности, нежели в более поздние эпохи, и, согласно концепции эволюции мантийной линзы Земли (рис. 6, 10), скорее всего, было тороидальным.
В современной Земле не существует источников энергии, способных поддерживать незатухающий процесс зонной плавки земного вещества. В противоположность этому, в молодой Земле такой источник энергии существовал и был весьма значительным - это энергия гравитационной дифференциации земного вещества. Как только содержащееся в первичном земном веществе свободное железо стало плавиться, процесс дальнейшей дифференциации уже смог самостоятельно распространяться и вверх, и вниз только за счет высвобождения гравитационной энергии. Энергия эта генерировалась в самом астеносферном слое (в слое расплавленного железа) благодаря опусканию вниз тяжелых расплавов железа и всплыванию вверх (флотации) более легких силикатов.
Величина энергии, выделяемой при всплывании единицы массы Am = AVp прошедшего дифференциацию силикатного вещества через слой расплавленного железа толщиной h, равна
AE = [1-C(Fe)]-Ap-h-g-AV, (2)
где C(Fe) - концентрация металлического железа и его окислов в свободной фазе первичного вещества Земли; Ар = pFe - ps;, pFe - плотность расплавленного железа; pSi - плотность силикатной фазы; g -ускорение силы тяжести; AV - объем рассматриваемой единицы массы. Эта энергия расходовалась на разогрев AT = T(Fe)H - T(H)0 сравнительно холодного вещества глубинных недр Земли на глубине Н от температуры Т(Н)0 до температуры плавления железа T(Fe)H на этой же глубине H, на расплавление железа с теплотой плавления q « 2.77-109 эрг/г и на перегрев STH расплавов железа и его окислов по сравнению с их температурой плавления все на той же глубине Н. В этом случае энергетический баланс процесса зонной дифференциации земного вещества можно записать в несколько ином виде, чем это дано в монографии (Сорохтин, Ушаков, 1991), в которой не учитывался перегрев самих расплавов железа
[1 - C(Fe)]• Ap-h -g *р0 -ср - AT + C(Fe)• pFe ■q + T ■ pFe ■ cp (Fe), (3)
°e
as-
-i-
-J — 2 -/ O
время, /О 9лет
где ср « 0.89-107 эрг/г-град - теплоемкость первичного вещества Земли; ср(Ре) « 0.5-107 эрг/г-град -теплоемкость расплавленного железа.
Из уравнения (3) легко находится и сама величина перегрева расплавов железа в зоне дифференциации земного вещества
Т * {[1 - С(Ре)]- Ар - И ^ - Р0-ср-ЛТ - С(Ре)-Ррг ■ д} / рРг ■ Ср(Ре), (4)
здесь, как обычно
1/д> = С(¥е)/рРе+ [1 - С(Ре)] / р5г и g= у.щ(г) / г2, (5)
где у= 6.67Т0-8 см3/г-с2 - гравитационная постоянная; т(г) - масса земных недр, заключенных в сфере с радиусом г = Я - Н.
Процесс сепарации расплавленного железа от силикатов не мог распространяться глубже некоторого предельного уровня, начиная с которого высвобождавшейся гравитационной энергии уже не хватало на прогрев нижележащего земного вещества до уровня плавления железа. Однако на глубинах, превышающих 860 км, помимо железа стала выплавляться и окись железа БеО, концентрация которой в первичном веществе достигала 24 %. Это придало новый импульс процессу зонной дифференциации Земли в архее.
Толщину слоя расплавленного железа И на глубине Н в недрах Земли легко определить из баланса массы прошедшего дифференциацию земного вещества
И = Н + {[Я3 - (Я - Н)3] -р/рРе-С(Ре) + (Я - Н)3}1/3 - Я. (6)
Пересчет перегрева мантии с глубины Н на дневную поверхность легко выполнить по простому выражению
Т = 5Тн -Т(Ре)0 / Т(Ре)н. (7)
В этом случае приведенная к поверхности температура мантии в градусах Цельсия оказывается равной
Тт0 = 1530 = <5Т), (8)
где 1530°С - температура плавления железа при низком давлении. Температурная кривая, построенная совместно с О.Г. Сорохтиным по выражению (8), приведена на рис. 8.
Как видно из этого рисунка, перегрев верхней мантии произошел достаточно резко примерно через 200 млн лет после начала действия процесса зонной дифференциации металлического железа и сначала быстро возрастал. Снижение температуры мантии после первого максимума перегрева объясняется постепенным увеличением с глубиной разности между температурой плавления железа и температурой земных недр на фронте зонной дифференциации. Второй максимум перегрева мантии был связан, прежде всего, с вовлечением в процесс выплавления "ядерного" вещества окислов железа и начавшимся в позднем архее процессом формирования земного ядра (выжимания из центральных областей Земли ее первозданной сердцевины). Резкое же снижение температуры мантии в самом конце архея (после 2.7 млрд лет назад) было связано с выжиманием к поверхности холодного первозданного вещества из бывшей сердцевины Земли.
О перегреве верхней мантии говорят и геологические данные, описанные в многочисленных работах (Нупе^\ 1987; Конди, 1983). В частности, рассмотренный процесс зонной дифференциации земного вещества молодой Земли хорошо объясняет исключительно важную и очень интересную особенность развития мантийного магматизма в архее - перегрев верхней мантии и выплавление из нее высокотемпературных (до 1600-1800°С) коматиитовых лав. Кроме того, этот же механизм объясняет и тонкую специфику перегрева мантии во времени - наличие двух температурных максимумов. Первый из них проявился в раннем архее, приблизительно 3.8-3.4 млрд лет назад, второй импульс перегрева произошел в позднем архее около 3.0-2.6 млрд лет назад, тогда как около 3.2 млрд лет назад наблюдался относительный минимум этих температур (рис. 8). Интересно отметить, что этим же периодам максимального перегрева мантии соответствуют и две эпохи массового выплавления коматиитовых лав (от 3.8 до 3.4 и от 3.0 до 2.6 млрд лет назад), с перерывом в середине архея.
В результате образования в конце архея у Земли плотного ядра дополнительно выделилось около 5.5-1037 эрг гравитационной энергии. Согласно теореме о вириале, половина этой энергии ушла на увеличение теплозапаса Земли, а другая половина перешла в кинетическую энергию и на тепловое излучение. Расчет энергетического баланса Земли, выполненный О.Г. Сорохтиным, показывает, что в самом конце архея (уже после формирования земного ядра) теплозапас Земли поднялся до значения WA« 16.74-1037 эрг, тогда как теплозапас современной Земли приблизительно равен W0 « 15.9-1037 эрг. Следовательно, Земля после архейского перегрева на протяжении всего протерозоя и фанерозоя постепенно остывала, что продолжается и до сегодняшнего дня. Среднее остывание Земли за это время легко определить по простой зависимости
ЛТ = (^с- WA)/(M ■С),
где М = 5.977-1027 г - масса Земли; Ср « С.887-107 эрг/г-град - средняя теплоемкость Земли. Отсюда можно определить, что за весь протерозой и фанерозой Земля в среднем остыла на ДТ « -48°С. Современная приведенная к поверхности температура мантии, по-видимому, близка к 1320°С, тогда в начале протерозоя она должна была достигать приблизительно 1470°С, как это и показано на рис. 8.
Постепенное остывание мантии, естественно, несколько увеличивает глубинный тепловой поток. Если предположить, что остывание Земли происходит по экспоненциальному закону, и что со времени 2.5 млрд лет назад до наших дней поверхностная температура мантии понизилась с 1470 до 1320°С, то можно определить величину дополнительного теплового потока, вносимого процессом остывания в современный глубинный (мантийный) тепловой поток. В настоящее время этот поток сравнительно мал и составляет около 0.25-1020 эрг/с, при суммарном мантийном тепловом потоке равном 3.39-1020 эрг/с. Следовательно, современная суммарная генерация гравитационной, радиогенной и приливной энергии в мантии приблизительно равняется 3.14-1020 эрг/с.
5. Тектоническая активность Земли
Тектономагматическая активность Земли, как известно, связана с движениями земных масс и плавлением земного вещества. Проявляется эта активность в магматических внедрениях глубинного вещества в земную кору (например, в океанических рифтовых зонах Земли), в деформациях земной коры (например, в горных поясах Земли), во вторичном переплавлении коровых пород (например, в зонах поддвига плит или при образовании гранитных плутонов), при землетрясениях и во многих других случаях движения земного вещества. Однако в конце концов все эти перемещения земных масс приводят к преобразованию кинетической энергии движения вещества в тепло, которое с течением времени рассеивается в окружающем пространстве и теряется с тепловым излучением Земли. Именно поэтому естественным мерилом тектономагматической активности Земли является поступающий из мантии глубинный тепловой поток (Сорохтин, Ушаков, 1993).
Поскольку после образования нашей планеты перемещения земных масс и их плавление впервые начались только в архее, понятие тектонической активности Земли мы распространим только на время ее развития после катархея, т.е. после 4.0 млрд лет назад. Катархей (интервал времени от 4.6 до 4.0 млрд лет назад) в этой связи следует относить к криптотектоническому зону. Зависимость тектонической активности Земли от времени, удовлетворяющая принятому определению и построенная по описанной выше модели развития Земли согласно расчетам О.Г. Сорохтина (новые данные), приведена на рис. 9.
Кривая 1 на рис. 9 характеризует среднюю тектоническую активность по всей Земле в целом. Но в архее, скорее всего, тектоническая активность проявлялась только в экваториальном кольцевом поясе Земли, ширина которого со временем постепенно увеличивалась. Если принять в первом приближении, что ширина такого пояса возрастала пропорционально времени развития процесса зонной дифференциации (во всяком случае, в начале процесса), то его ширина около 3.8 млрд лет назад могла достигать 2800 км, тогда как в самом конце архея, во время образования земного ядра, тектоническая активность охватила собой уже всю Землю в целом. Для восстановления "локальной" тектонической активности, характеризующей интенсивность тектономагматических процессов в архейском широтном кольцевом поясе дифференциации, надо в суммарное распределение теплопотерь Земли внести поправку, учитывающую ширину этого пояса. Определенная таким путем "локальная" тектоническая активность Земли в архее изображена на рис. 9 кривой 2.
Рис. 8. Эволюция приведенной к поверхности температуры верхней мантии Тт:
Тх - температура солидуса базальтов; Г0 - приведенная к поверхности современная температура верхней мантии; ТРе - температура плавления железа в нормальных условиях. I и II - эпохи массового излияния высокотемпературных коматиитовых лав
Рис. 9. Тектоническая активность Земли, определяемая глубинным тепловым потоком:
1 - в среднем для всей Земли в целом;
2 - тектоническая активность архея в широтном кольцевом поясе над зоной дифференциации земного вещества.
Стрелкой отмечен момент выделения земного ядра
Как видно из приведенного графика, тектоническая активность Земли в ее широтном кольцевом поясе раннего архея была весьма интенсивной и около 3.7-3.5 млрд лет назад превышала современную активность нашей планеты приблизительно в 7-8 раз. В середине архея такая активность существенно снизилась, приблизительно до современного уровня. Однако в позднем архее наблюдался новый и наиболее интенсивный всплеск тектонической активности, по амплитуде превышающий ее современный уровень почти в 17 раз. Объясняется это переходом зонной дифференциации земного вещества к сепарации не только металлического железа, но и его окиси, а также начавшимся около 3.2-3.0 млрд лет назад процессом формирования земного ядра. Оба всплеска тектонической активности Земли в архее неплохо коррелируют с изменениями поверхностной температуры верхней мантии во время эпизодов ее перегрева в архее (рис. 8).
В протерозое и фанерозое генерация гравитационной энергии происходила уже в значительно более спокойном режиме по механизму бародиффузионной дифференциации мантийного вещества (Монин, Сорохтин, 1982). Поэтому и тектоническая активность Земли стала более спокойной, хотя нельзя забывать, что приведенные на рис. 9 кривые характеризуют ее осредненные значения, с масштабом осреднения порядка продолжительности тектонических циклов (т.е. порядка сотен миллионов лет). Реальная зависимость тектонической активности Земли от времени может быть более сложной, хотя амплитуда наложенных на осредненную кривую колебаний тектонических циклов в относительном масштабе, по-видимому, не очень велика. В связи с постепенным истощением запасов "ядерного" вещества в мантии и распадом радиоактивных элементов тектоническая активность в протерозое и фанерозое постепенно затухает. Продолжится эта тенденция и в будущем.
В связи с тем, что в архее существовал значительный перегрев вещества мантии, можно заключить, что скорость образования, перемещения и деструкции базитовых литосферных пластин была гораздо более высокой по сравнению с современной, а мощность плит -значительно меньшей. Фактор перегрева вещества мантии предопределял существование в те времена режима преобладания тепловой конвекции, которая должна была характеризоваться наличием устойчивых ячей бенаровского типа. По расчетам Чандрасекара, при медленной тепловой конвекции в однородном вязком сферическом слое мощностью H с внешним радиусом R размеры конвективных ячеек полностью определяются относительной мощностью слоя H/R (Chandrassekheur, 1961). При постоянстве отношения H/R число ячеек в слое постоянно. Этот вывод представляется очень важным и позволяет объяснить отсутствие признаков латеральных перемещений на большие расстояния континентальных плит в архее. Таким образом, зарождающийся и эволюционирующий блок коры континентального типа в течение большей части архея с момента зарождения и до приблизительно 3.1 млрд лет мог занимать относительно неподвижное положение в пространстве и перемещаться только при скачкообразном укрупнении мантийных ячей. Увеличение в процессе эволюции мощности слоя конвектирующей мантии приводило к увеличению параметров конвективных ячей и отношения H/R. При достижении критических
Рис. 10. Изменения числа ячеек в конвектирующей мантии архея и формирование зародышей (нуклеаров)
архейских континентальных щитов (разрезы даны в произвольном масштабе). Условные обозначения см. на
рис. 6
значений отношения H/R, т.е. при увеличении мощности и диаметра конвективных ячеек, происходило слияние нескольких ячей в одну (рис. 10). Критические значения этих параметров оцениваются простым выражением: H=V 2 ■ L, где L - горизонтальные размеры конвективной ячейки. Микроконтиненты, сформированные на периферии мантийных ячеек, к моменту их перестройки переходили в краевую зону вновь образованных, более крупных ячей. При этом происходило столкновение двух или более микроконтинентов с образованием системы зеленокаменных поясов в зоне их сочленения (рис. 10). Судя по корреляции тектонических событий в архее (рис. 11), процесс перестройки конвективных ячеек и соответствующих слияний отдельных континентальных блоков происходил достаточно часто, с периодами в несколько десятков миллионов лет.
Как уже отмечалось, мантийная астеносферная линза зародилась около 4 млрд лет назад на экваторе на глубинах от 200 до 400 км, поэтому при достижении ею поверхности около 3.8 млрд лет назад мощность расплавленного слоя уже могла превышать 400 км. Интенсивность конвективного перемешивания конвектирующей мантии со временем менялась по зависимости, близкой к тектономагматической активности Земли, изображенной на рис. 8 (кривая 2). Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в архее выделяется два периода повышенной конвективной и тектономагматической активности Земли. Первый из них, связанный с зонной дифференциацией металлического железа, приходится на самое начало архея. Конвективный массообмен в то далекое время имел в основном тепловую природу и охватывал собой только верхнюю мантию и ее переходный слой глубиной от 400 до 600 км в достаточно узком тропическом поясе Земли. При этом первый всплеск конвективной (и тектонической) активности Земли возник в раннем архее не столько благодаря большой скорости выделения гравитационной энергии дифференциации, сколько из-за того, что вся эта энергия тогда рассеивалась в малых объемах конвектирующей мантии. В связи с этим существовавшие в раннем архее конвективные структуры неизбежно должны были быть мелкими, не превышающими по своим размерам нескольких сотен или первых тысяч километров. Следовательно, в раннем архее по всей длине (40 тыс. км) экваториального активного пояса должно было существовать не менее 80 конвективных структур. Если же учесть, что первые зародыши (ядра) будущих континентальных щитов формировались над нисходящими потоками таких конвективных структур, то можно ожидать, что в раннем архее образовалось не менее 40 таких континентальных ядер. Интересно отметить, что приблизительно такое же количество - 37 - первичных и наиболее древних (сложенных серыми гнейсами, трондьемитами и тоналитами) нуклеаров континентальной коры выделяется и по геологическим данным (Глуховский, 1990; Моралев, 1986). По мере погружения фронта дифференциации размеры конвективных ячеек должны были увеличиваться, отдельные нуклеары - сливаться друг с другом, а их число - сокращаться (рис. 10). Поэтому к концу раннего архея число таких континентальных зародышей заметно сократилось и уже не превышало 12-14 щитов, как это и показано на
РИС. 11. Прови*«»« |
^ ta 1 1 ^ *
Второй период резко повышенной .g | г, JL | а | ||
конвективной и тектономагматической активности « > -g 'jj
Земли в позднем архее был связан с вовлечением в sa»»»^^««,
процесс зонной дифференциации окиси железа и формированием эвтектических сплавов Fe-FeO. На этот раз новый всплеск тектономагматической активности Земли стимулировался уже значительным повышением скорости выделения "ядерного" вещества и пропорциональным этому увеличением скорости генерации гравитационной энергии дифференциации земного вещества. К этому времени существенно расширился пояс дифференциации (опоясывающая экватор мантийная линза), а следовательно, возросла и масса самой конвектирующей мантии. После такого перехода процесс дифференциации земного вещества значительно активизировался. Но особенно он усилился после начала процесса формирования земного ядра в позднем архее, начиная приблизительно с 3 млрд лет назад (рис. 6). В это же время произошла и самая значительная перестройка конвективных течений в мантии - в Земле начала формироваться мощнейшая одноячеистая
конвективная структура, приведшая в конце архея к столкновению всех возникших ранее континентальных массивов в единый суперконтинент, как это и показано на рис. 6. В это же время было сформировано и дипольное магнитное поле Земли.
Согласно законам механики об устойчивом вращении свободных тел, применительно к Земле рассмотренным A.C. Мониным (1977), сформировавшийся над центром нисходящего мантийного потока суперконтинент должен был располагаться на экваторе Земли. Произошло это событие, скорее всего, 2.7-2.6 млрд лет назад и отмечено в геологической летописи Земли наиболее грандиозным диастрофизмом кеноранской (беломорской) орогении.
Рис. 11. Корреляция тектонических событий при формировании гранит-зеленокаменных поясов архея (по К. Конди, 1983, с некоторыми изменениями): прямые линии отмечают время образования зеленокаменных поясов; волнистые линии - время складчатости
6. Состав первичного вещества мантии
Интересным является тот факт, что на самом начальном этапе возникновения и разрастания экваториальной астеносферной линзы (приблизительно от 4.0 до 3.9 млрд лет назад) в ней не должно было существовать процессов конвективного перемешивания вещества. Это связано с тем, что перекрывающий сверху слой (около 200 км) не позволял отводить тепло и тем самым препятствовал включению процесса тепловой конвекции. Оценить время существования данного этапа очень трудно, но, скорее всего, оно не было продолжительным, может быть, около 107-108 лет. При этом в зарождающейся мантии Земли происходили процессы дифференциации вещества, схожие с теми, которые имеют место в теплоизолированных магматических камерах, в которых доминируют не процессы тепловой конвекции, а процессы прямой дифференциации вещества по плотности с механизмами флотации. По-видимому, с этим явлением связано происхождение наиболее древних геологических пород архея - серых гнейсов и анортозитов.
Для исследования процессов дифференциации земного вещества в мантийной линзе на самом раннем этапе эволюции Земли необходимо сначала оценить состав первичного вещества Земли. Расчет среднего состава земного вещества по главным петрогенным окислам и элементам можно произвести путем мысленного смешения составов основных геосфер Земли: мантии, ядра и земной коры. При этом составы земной коры и верхней мантии неплохо известны по геологическим данным. Следом за А. Рингвудом (1981) и работами (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1993) принимается, что составы верхней и нижней мантии в среднем одинаковые. Состав же земного ядра принимается по О.Г. Сорохтину (1974): для внешнего ядра принимается гипотетический состав Бе20 или эквивалентный ему эвтектический сплав Бе-БеО, а для внутреннего ядра - сплав Ре0.9-Щ).ь переходный же слой между ними принимается состоящим из соединения Бе8. Несколько позже идея окисно-железного состава земного ядра была широко поддержана многими учеными мира. Результаты выполненного нами с О.Г. Сорохтиным расчета приведены в табл. 1.
Из табл. 1 видно, что первичное вещество является ультраосновной породой с низкими значениями кремнезема и высоким содержанием двухвалентного железа. Таким образом, первичное вещество Земли характеризуется выраженным ортосиликатным составом, с содержанием около 75 % оливина (в котором содержалось до 38 % фаялита), 11 % остальных силикатов и 14 % камасита.
Таблица 1.
Состав Модельный Модельный Состав первичного Средний Средний состав
Окислы континентальной состав мантии состав ядра вещества Земли состав углистых
коры1-1 Земли2) Земли (расчет) хондритов3) 4) хондритов;
SiO2 59.3 45.4 - 30.71 38.04 33.0
TiO2 0.7 0.6 - 0.41 0.11 0.11
AI2O3 15.0 3.7 - 2.54 2.50 2.53
Fe2O3 2.4 1.97 - - - -
FeO 5.6 6.55 49.34 22.24 12.45 22.0
MnO 0.1 0.13 - 0.09 0.25 0.24
MgO 4.9 38.4 - 25.81 23.84 23.0
CaO 7.2 2.3 - 1.57 1.95 2.32
Na2O 2.5 0.43 - 0.3 0.95 0.72
K2O 2.1 0.012 - 0.016 0.17 -
Cr2O3 - 0.41 - 0.28 0.36 0.49
P2O5 0.2 - - - - 0.38
NiO - 0.1 - 0.07 - -
FeS - - 6.69 2.17 5.76 13.6
Fe - - 43.41 13.62 11.76 -
Ni - - 0.56 0.18 1.34 -
Сумма 100.0 100.0 100.0 100.0 99.48 98.39
1)1 А.Б. Ронов, A.A. Ярошевский (1976)
2) Модель по (Сорохтин, Ушаков, 1991) с использованием данных Л.В. Дмитриева (1973) и А. Рингвуда (1981)
3) H. Urey, H. Craig (1953)
4) "Очерки сравнительной планетологии", 1981.
7. Зарождение континентальной литосферы
Возвращаясь к описанию самого раннего и непродолжительного этапа зарождения мантии Земли, следует отметить, что плавление и дифференциация первичного вещества Земли без генерации конвективных движений в первичном расплаве должны были приводить к образованию анортозитовых расплавов в верхней части, базальтовых и ультраосновных магм - в средней части магматической линзы и окисно-железного расплава - в ее нижнем слое.
Постепенное разрастание мантийной линзы достигло поверхности Земли и привело к формированию коры базитового состава и запуску механизма теплового конвективного перемешивания (около 3.8 млрд лет назад). При этом анортозитовые расплавы в молодой астеносфере Земли вошли в состав формирующейся первой в истории Земли коры океанического типа около 3.8 млрд лет назад. Так, в раннедокембрийских комплексах Гренландии Фискеннессет и Исуа анортозиты и ассоциирующие с ними габброиды повсеместно встречаются в виде согласных прослоев в древнейших амфиболитах первичных зеленокаменных поясов (Ранняя история Земли, 1980). Таким образом, можно считать, что наличие в первичных зеленокаменных поясах раннего архея сингенетически связанных с амфиболитами анортозитов является признаком присутствия наиболее древних участков земной коры в этом регионе.
Дальнейшее разрастание мантийной линзы уже происходило с интенсивным тепловым конвективным перемешиванием силикатных расплавов, что должно было оказывать заметное влияние на характер и условия формирования континентальной литосферы. Процесс развития мантийной линзы происходил в условиях зонной дифференциации первичного вещества и распространялся не только вглубь Земли, но и расширялся от экватора к полюсам планеты. Этот процесс привел, в конечном итоге, к возникновению гравитационной неустойчивости (рис. 6) и формированию плотного окисно-железного ядра Земли около 2.7-2.6 млрд лет назад. Именно с этим процессом связывается второй пик температурного перегрева верхней мантии, достигавшего 2.7 млрд лет назад почти 1800°С (рис. 8), тогда как резкое снижение температуры верхней мантии 2.6 и, особенно, 2.5 млрд лет назад было связано с выжиманием в верхнюю мантию сравнительно холодного вещества бывшей сердцевины Земли (рис. 6).
Наиболее древними, известными в настоящее время, образованиями Земли являются породы с возрастом около 4 млрд лет. О более ранней ее истории нам практически ничего не известно. Вследствие этого, как уже упоминалось выше, геологическую историю развития Земли можно условно разделить на три глобальных и генетически разных геодинамических эпохи: пассивная катархейская, исключительно активная архейская и умеренно активная протерозойско-фанерозойская.
По оценкам A.M. Гудвина (1984), основанным на анализе фаций глубинного метаморфизма континентальных пород, тепловой поток в архее через континентальную кору в целом был в 2.5-4 раза выше, чем в настоящее время. По оценкам, учитывающим тепловые потоки не только через континентальную кору, но и значительно более интенсивные потоки через океаническое дно, в раннем архее они превышали современный тепловой поток (4.3-1020 эрг/с) более, чем в 6 раз, а в позднем архее даже более, чем в 17 раз (рис. 9, кривая 2). В прямой зависимости от этого находится и тектоническая активность Земли, которая в архее была значительно более высокой. Поэтому и литосферные плиты, образующиеся за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы мантии, тогда имели гораздо меньшую мощность. В целом же поверхностная оболочка Земли (кора океанического типа) в архее должна была быть представлена тонкими, быстро перемещающимися по сфере мелкими литосферными пластинами в пределах границ конвективных ячей.
Как уже отмечалось, высокий тепловой поток приводил к существованию в мантии преимущественно тепловой конвекции, которая ввиду малой мощности мантийных линз характеризовалась мелкоячеистой структурой, организованной по принципу ячей Бенара. При этом над нисходящими конвективными потоками в мантии происходило скучивание таких тонких базитовых плит и их проседание в горячую мантию, где они частично плавились, порождая, тем самым, гранитоиды зародышей будущих континентов (рис. 12). Наиболее благоприятными для этого были, по-видимому, области тройного сочленения конвективных ячеек архейской мантии (рис. 13), что в свою очередь и определяло их изометрическую, иногда даже близкую к шестигранной форму (рис. 14 и 15).
Столь очевидное внешнее подобие конфигурации отдельных доменов коры с ячеями Бенара может быть объяснено достаточно простой закономерностью: эти домены действительно возникали над нисходящими потоками конвективных ячеек бенаровского типа. При этом процесс столкновения пластин происходил без их субдукции под зародыши континентов. Скорее всего, этот процесс напоминал механизм торошения льда с преобладанием процессов обдукции.
Рис. 12. Картина формирования континентальной коры в архее (Сорохтин и др., 1996)
Рис. 13. Предполагаемые области формирования
континентальной литосферы в раннем докембрии
Рис. 14. Пространственное размещение Рис. 15. Схема расположения континентальных континентальных микроплит архейского возраста плит архейского возраста Балтийского щита и (заштрихованные) (Кушев, 1992). Восточно-Европейской платформы (Кушев,
1992).
Жирной линией показаны генерализованные простирания подвижных поясов архейского и нижнепротерозойского возрастов
Формирование континентальной коры над нисходящими потоками конвектировавшей мантии приводило к появлению небольших континентальных плит, развитие которых осуществлялось в относительной обособленности друг от друга вплоть до позднего архея (Рингвуд, 1981; Тейлор, МакЛеннан, 1988; Сорохтин, Ушаков, 1991). Показательным является тот факт, что континентальные образования с возрастом 3.8-3.2 млрд лет не несут на себе сколько-нибудь значимых следов коллизионного взаимодействия друг с другом, и только лишь в отдельных из них отмечены интенсивные коллизионные процессы на рубеже 3.5 млрд лет назад (Конди, 1983). Этому явлению легко дать объяснение, если учесть, что интенсивная тепловая конвекция реализуется в виде ячей Бенара, которые достаточно устойчивы в пространстве и времени. Тогда формирующиеся зародыши континентальной коры обязательно должны быть разобщены, а латеральный их дрейф по поверхности Земли практически исключен. Имеющиеся факты латеральных перемещений около 3.5 млрд лет назад, а также в другие эпохи, могут указывать на скачкообразное укрупнение ячеистой структуры архейской мантии в результате ее разрастания в пространстве (рис. 10).
В этой связи хотелось бы провести аналогию между геодинамикой архея и тектоникой Венеры. Судя по спутниковым радиолокационным наблюдениям этой горячей планеты, на ее поверхности четко обнаружены структуры, которые можно интерпретировать как континентальные массивы и аналоги срединно-океанических хребтов и океанических рифтовых зон на Земле. Но никаких даже намеков на зоны поддвига плит не выявлено. Вместо них наблюдаются зоны сжатия и скучивания корового
материала с характерными структурами мелких чешуй (тессер) или протяженных гряд, как бы обтекающих крупные и холмистые плато - аналоги архейских континентальных массивов и щитов.
Весьма характерным образованием на поверхности Венеры является область сочленения плато Лакшми с горами Максвелла (рис. 16). Граница между этими разными структурами фиксируется резким переходом от равнины плато, возвышающегося на 4-5 км над средним уровнем планеты, к крутому склону гор Максвелла, достигающих по высоте 10-11 км и облегающих плато с востока и северо-востока (Планета Венера, 1989). При этом в пределах гор Максвелла в рельефе хребтов склоны, обращенные к массиву Лакшми, часто оказываются более крутыми, чем противоположные им склоны, т.е. так же, как это показано и на рис. 12.
Изучение и моделирование процессов континентального корообразования в раннем докембрии позволили (Сорохтин Н., 1989; 1994; Сорохтин, Сорохтин, 1995) выявить и обосновать неоднородность строения континентальной литосферы в архее. Мощный тепловой поток через континентальную кору должен был приводить к возникновению и долговременному существованию в слоях нижней коры зон частичного плавления вещества. Мощность этих зон могла достигать 20-30 км при общей мощности коры, близкой к современной (около 40-45 км). Таким образом, континентальная литосфера в архее представляла собой макрослоистую систему различных по физико-химическим параметрам сред, которые закономерно располагались в пространстве.
Верхнюю позицию занимал жесткий кристаллический слой коры, ниже располагался высокопластичный слой нижней коры. Еще ниже залегал слой относительно жесткой и полностью раскристаллизованной подкоровой литосферы, который "покоился" на частично расплавленном субстрате астеносферы мантии. Такое строение континентальных литосферных плит было характерно только для архея и полностью не соответствует современному ее состоянию.
штеш
Рис. 16. Радиолокационное изображение участка поверхности Венеры размером 500x550 км в месте сочленения массива гор Максвелла (в верхней правой части снимка с изображением крупного метеоритного кратера) с плато Лакшми (в нижней левой части снимка). Граница фиксируется резким переходом от равнины плато к крутому склону с полосчатыми структурами, параллельными простиранию склона (Планета Венера, 1989)
^¡Р*^
'У
I
8. Заключение
В процессе разработки наиболее общей концепции глобальной эволюции Земли, удалось выяснить физическую природу ведущих эндогенных процессов, управляющих геологическим развитием нашей планеты, и установить причинно-следственные связи между ними и наблюдаемыми на поверхности геологическими явлениями. Адекватное описание процессов эволюции континентальной коры становится вполне возможным, если при этом используется сравнительно простая физическая модель, которая основывается на общих законах развития Земли и имеет строгие граничные условия. Степень достоверности в этом случае не является абсолютной, однако, в первом приближении отвечает основным закономерностям геологического развития континентальной коры и позволяет нам сделать предположение о возможности такого пути ее эволюции.
Благодарности
Автор считает своим долгом выразить благодарность Фонду содействия Отечественной науке за предоставленный грант в конкурсе "Молодые кандидаты и доктора наук" по специальности "Науки о Земле", при поддержке которого сделана данная работа.
Литература
Chandrassekheur S. Hydrodynamic and hydromagnetic stability. London, Oxford, Univ. Press, 1961.
Hale C.J. Palaemagnetic data suggest link between the Archaean-Proterozoic boundary and inner-core nucleation. Nature, v.329, N 6136, p.233-236, 1987.
Hynes A. Back-arc spreading in the Proterozoic. A theoretical aproach. Precambrian research, v.36, p. 189-199, 1987.
Urey H.C., Craig H. The composition of the stony meteorites and origin of the meteorites. Geochim. Cosmochim acta, v.4, p.36, 1953.
Виноградов А.П. Газовый режим Земли. В кн.: Химия земной коры. В 2 т. М., Наука, т.2, с.5-21, 1964.
Виноградова Г.В. Формация чарнокитов-гранитов. В кн.: Магматические формации докембрия северовосточной части Балтийского щита. Л., Наука, с.106-110, 1985.
Витязев A.B., Печерникова Г.В., Сафронов B.C. Планеты земной группы: Происхождение и ранняя эволюция. М., Наука, 296 е., 1990.
Глуховский М.З. Геологическая эволюция фундаментов древних платформ (нуклеарная концепция). М., Наука, 213 е., 1990.
Гудвин А.М. Перспективы изучения докембрия. В кн.: Современные проблемы геодинамики. М., Мир, с.122-139, 1984.
Дмитриев Л.В. Геохимия и петрология коренных пород срединных океанических хребтов. Докт. дисс. М., Ин-т геохимии и аналитич. химии АН СССР, 1973.
Каула У. Введение в физику планет земной группы. М., Мир, 536 е., 1971.
Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М., Мир, 390 е., 1983.
Кушев В.Г. Балтийский и Украинский щиты в общей структуре фундамента Восточно-Европейской платформы, как системы мезо- и миниплит. В кн.: Глубинное строение и геодинамика кристаллических щитов Европейской части СССР. Апатиты, изд-во КНЦ АН СССР, с.85-94, 1992.
Монин A.C. История Земли. Л., Наука, 228 е., 1977.
Монин A.C., Сорохтин О.Г. Эволюция океанов и металлогения докембрия. Докл. АН СССР, т.264, № 6, с.1453-1457, 1982.
Моралев В.М. Ранние этапы эволюции континентальной литосферы. М., Наука, 166 е., 1986.
Очерки сравнительной планетологии. М., Наука, 234 е., 1981.
Планета Венера. М., Наука, 360 е., 1989.
Ранняя история Земли. Под ред. Б. Уиндли. М., Мир, 620 е., 1980.
Рингвуд А.Е. Происхождение Земли и Луны. М., Недра, 293 е., 1982.
Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М., Недра, 584 е., 1981.
Ронов А.Б., Ярошевский A.A. Новая модель химического строения земной коры. Геохимия, № 12, c.1763-1795, 1976.
Рускол Е.Л. Происхождение Луны. М., Наука, 188 е., 1975.
Сафронов B.C. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М., Наука, 1969.
Сорохтин Н.О. Теоретические аспекты геодинамики раннего докембрия на примере континентального корообразования северо-западного Беломорья. В кн.: Геологическое картирование раннедокембрийских комплексов. М., Наука, с.438-498, 1994.
Сорохтин Н.О. Термореологические характеристики в модели формирования коры континентального типа в архее. Препринт, изд. Кольского НЦ АН СССР, Апатиты, 15 е., 1989.
Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М., Наука, 184 е., 1974.
Сорохтин О.Г. Дегазация Земли и эволюция атмосферы. ДАН, т.314, № 2, с.321-326, 1990.
Сорохтин О.Г. Модель образования планет B.C. Сафронова и глобальная эволюция Земли. Электронный научно-информационный журнал "Вестник ОГГГГНРАН", № 3(5), с.46-73, 1998.
Сорохтин О.Г., Митрофанов Ф.П., Сорохтин Н.О. Происхождение алмазов и перспективы алмазоносности восточной части Балтийского щита. Апатиты, изд-во КНЦ РАН, 146 е., 1996.
Сорохтин О.Г., Сорохтин Н.О. Тепловые режимы формирования континентальных плит в раннем докембрии. В сб. "Жизнь Земли", М., МГУ, с.95-113, 1995.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М., МГУ, 446 е., 1991.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли. Итоги науки и техники. Сер. Физика Земли. М., ВИНИТИ, 292 е., 1993.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию Земли. М., МГУ, 111 е., 1989.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Эволюция климатов Земли. Электронный научно-информационный
журнал "Вестник ОГГГГНРАН", М., ОИФЗРАН, т.1, № 2, с.83-99, 1997. Тейлор С.Р., Мак-Леннон С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М., Мир, 384 е., 1988. Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника, докембрий. М., Недра, 382 е., 1988.
