CC BY
135
Климат в раннем докембрии и природа Гуронского оледенения
H.О. Сорохтин
Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты
Аннотация. В статье показывается, что в архее существовал горячий (70^80°С) и кислый (Ph « 3-^5) океан, в водах которого были растворены многие рудные элементы и соединения. В раннем протерозое, около 2.4 млрд лет назад, почти весь углекислый газ плотной архейской атмосферы оказался связанным в карбонатах, океан остыл и стал нейтральным. В результате ранее растворенные в нем рудные компоненты выпали в осадок, сформировав уникальные стратиформные месторождения золота, урана, меди и полиметаллов. Благодаря резкому похолоданию климата и высокому стоянию континентов в раннем протерозое возникло первое в истории Земли обширное покровное (Гуронское) оледенение, проявившееся практически на всех континентальных щитах того времени.
Abstract. The paper shows that during the Archaean there was a hot (70^80°C) and acid (Ph « 3-^5) ocean, where many ore elements and compounds were dissolved. During the Early Proterozoic (about 2.4 Ga ago) nearly all the carbon dioxide of the dense Archaean atmosphere was associated within the carbonates, the ocean had become cool and neutral. Consequently, the earlier dissolved ore components precipitated and formed unique stratiform deposits of gold, uranium, copper and polymetals. Due to the sharp cold snap and highstand of continents the extent cover (Guron) glaciation occurred firstly for the Earth during the Early Proterozoic, being manifested on nearly all the continental shields of that time.
I. Введение
Архей был уникальной и выдающейся эпохой развития Земли, так как именно в это время сформировались все древние щиты современных континентальных платформ, образовались гидросфера, плотная атмосфера и, что очень важно, возникла и укоренилась на Земле жизнь. Тогда же появились и первые месторождения полезных ископаемых, хотя интенсивность рудопроявлений тогда еще оставалась довольно слабой (Войткевич, Лебедъко, 1975; Билибина и др., 1978; Быховер, 1984; Соколов, Кратц, 1984). Вместе с тем, геологические и экологические обстановки в архее были весьма необычными и специфичными. Но эти обстановки во многом предопределили дальнейшее развитие геосфер Земли, жизни на ее поверхности, геологических процессов и проявлений металлогении в земной коре. Например, металлогения раннего протерозоя во многом оказалась тесно связанной с историей развития архейских океанов и атмосферы.
О большом влиянии атмосферы и гидросферы на развитие металлогенических обстановок на поверхности Земли, в том числе и в раннем докембрии, было известно давно (см., например, Страхов, 1963; Виноградов, 1964; Тугаринов, Войткевич, 1970; Фолинсби, 1972; Войткевич, Лебедъко, 1975 и др.). Однако только в последние годы, после широкого распространения идей тектоники литосферных плит и разработки основ теории глобальной эволюции Земли, оказалось возможным оценить всю масштабность этих процессов и даже выяснить природу их влияния на эндогенную металлогению Земли.
2. Климат в раннем докембрии
Судя по изотопным сдвигам кислорода в морских кремнях раннего архея, можно предполагать, что высокая температура атмосферы возникла уже около 3.4 млрд лет назад (Perry et al, 1978). К середине архея относительная изотопная плотность кислорода 518O в кремнях зеленокаменного пояса формации Онвервахт в Южной Африке опускалась до уровней около +18^+21 %о (при современных значениях +37^+28 %о), а это интерпретируется как признак того, что температура океанических вод в середине архея достигала +70°С (Knauth and Lovwe, 1978). По другим определениям температура океанических вод в начале позднего архея около 3.2 млрд лет назад достигала даже 90°С (Perry and Tan, 1972). К аналогичным результатам приводит изучение изотопных отношений кислорода в антигоритах гидратированных лав коматиитового состава зеленокаменного пояса Барбертон и формации Комати, однако эти изотопные сдвиги могли возникнуть и в горячих гидротермах типа "черных курильщиков". Так, по этим определениям температура воды в архейском океане поднималась до 100°С (Смит и др., 1987), а по изотопному составу кремнистых сланцев из того же пояса Барбертон - до 70° и 100°С (Knauth and Lovwe, 1978). Причем такие высокие температуры на Земле существовали несмотря даже на то, что в те далекие времена светимость Солнца была приблизительно на 20-30 % ниже современной (Bachall et al, 1982).
Однако до сих пор не ясно, в какой степени величины 5180 древних кремней отражают их происхождение и температуру вод, в которых эти кремни сформировались (Шопф, 1982; Холленд, 1989). Не исключено, что наблюдаемое закономерное снижение значений 5180 в кремнях с возрастом связано не только с изменением температуры воды в океанах, но и с другими причинами, например, с не учитывавшимися ранее условиями дегазации воды из мантии в докембрии и с взаимодействиями воды с окислами железа и углекислым газом. В первичном веществе Земли должно было находиться до 13-14 % металлического железа и около 14-22 % его двухвалентной окиси (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1993). Сохранялось железо и в докембрийской мантии, вплоть до конца протерозоя.
При диссоциации воды на железе в процессе зонной дифференциации земного вещества в архее, или при взаимодействии металлического железа с океанической водой в рифтовых зонах протерозоя, по нашим оценкам, основанным на учете энтальпии реакций, происходило слабое изотопное утяжеление океанических вод. Действительно, в реакции "легкой" воды с железом выделялось несколько больше энергии на единицу веса ингредиентов, чем при реакции "тяжелой" воды (А() «2.1 кал/г), но по принципу Ле Шателье, такие обменные реакции преимущественно идут по направлению выделения наибольшей энергии, т.е. по линии соединения "легкой" воды с железом
Бе + Н2160 > Бе160 + Н2 + 78.9 кал/г,
Бе + Н2180 > Бе180 + Н2 + 76.8 кал/г. (1)
Однако после окисления железа должно было происходить значительно более энергичное фракционирование изотопов кислорода между водой и двухвалентной окисью железа по реакции
Н2180 + Бе160 > Н2160 + Бе180 + 351 кал/г, (2)
происходившей, вероятно, еще в магматических очагах и приводившей к "облегчению" изотопного состава дегазируемой из мантии воды. Аналогично этому, уже в водах океана должна была развиваться аналогичная по направленности реакция фракционирования изотопов
Н2180 + Бе(160Н)2 > Н2160 + Бе(180Н160Н) +343 кал/г. (3)
Помимо этого, в архейских океанах должно было быть растворено большое количество углекислого газа (см. ниже). Но в этом случае должны были происходить обменные реакции изотопов между водой и растворенными в ней ингредиентами, например, по реакциям
Н2180 + С1602 > Н2160 + С180160 +280 кал/г. (4)
Согласно принципу Ле Шателье, обменные реакции (3) и (4) уже должны были идти слева направо (т.е. опять по направлению выделения наибольшей энергии), и, следовательно, они приводили к более легкому изотопному составу воды в океанах раннего докембрия. Аналогичная обменная реакция должна была происходить и при образовании кремней
Н2180 + 811602 > Н2160 + 81180160 + 260 кал/г. (5)
При этом сами кремни становились изотопно более тяжелыми, однако на фоне общего более низкого содержания тяжелых изотопов кислорода в океанических водах раннего докембрия изотопный состав древних кремней, по сравнению с современными, также оказывается более легким, причем без всякого влияния на этот процесс температурных условий их образования.
Для проверки высказанной гипотезы о более "легком" изотопном составе воды в раннем докембрии мы приняли, что изотопный состав дегазируемой из мантии воды в основном определялся реакциями (1) и (2), считая при этом, что изотопа 160 в кислородном резервуаре мантии существенно больше, чем изотопа 180. В этом случае изотопный состав дегазируемой из мантии воды оказывается равным
180/160 « (180/160)т [1 - (СРе0 + СРе0 • 0.136/0.222)/ СШ0 • д] -а, (6)
где (180/160)т = 2.0034-10-3 - изотопное отношение кислорода в породах мантии; СРе0, СРе и СН20 -относительные концентрации Бе0, Бе и Н20 в конвектирующей мантии (0.136 и 0.222 - концентрации железа и его окиси в первичном веществе Земли); д « 0.019 - коэффициент, учитывающий суммарную химическую эффективность реакций фракционирования (1) и (2), подбирается по экспериментальным данным; а= 0.99944 - коэффициент разделения изотопов, подбирается по условию, что изотопный сдвиг кислорода в современной океанической воде равен 5180 = 0.
Результаты расчета по выражению (6), в сравнении с кривыми эволюционных изменений изотопного состава кремней и карбонатов, приведены на рис. 1.
Рис. 1. Изотопно-кислородный состав известняков (518O относительно PDB) (Veizer and Hoefs, 1976) и кремней (518O относительно SMOW) (Perry and Tan, 1972 как функция геологического возраста (обобщение Т. Шопфа, 1982);
тонкой линиеи показаны наши для
518O
и темными точками теоретические расчеты океанической воды,
выполненные по выражению (15)
Рис. 2. Сводка данных по изменениям изотопного состава кислорода в морских кремнях разного возраста (из монографииX. Холленда, 1989):
1 - огибающая наибольших значений 18Ю в кремнях;
2 - огибающая наименьших значений Ю в кремнях;
3 - значения температуры (ось направлена сверху вниз), определенные по теоретическому составу атмосферы Земли из рис. 1 и адиабатической теории парникового эффекта;
4 - эпохи континентальных оледенений (раннепротерозойское оледенение -экваториальное, остальные - высокоширотные);
^ 5 - теоретическая кривая, построенная по (6)
Возраст, млрд. лет
Таким образом, из приведенного анализа изотопных отношений кислорода океанических вод вытекает, что в древних океанах отношение 180/160, действительно, было более низким. Отсюда и меньшие значения этих отношений в морских кремнях раннего докембрия.
Иногда традиционная интерпретация изотопных отношений кислорода в морских кремнях приводит к абсурдным результатам. Например, значения 5180 в раннепротерозойских кремнях опускаются до значений +20 - +24 %о (Холленд, 1989), что соответствует по традиционной интерпретации температурам около +65 -+85°С (рис. 2), хотя хорошо известно, что именно в это время раннепротерозойские континенты, располагавшиеся, скорее всего, на экваторе, сковывал грандиозный ледниковый покров Гуронского возраста и, несмотря даже на высокое стояние континентов (см. ниже), средняя температура по Земле на уровне моря тогда не должна была превышать +7 - +8°С (Сорохтин, Сорохтин, 1997).
Приведенные расчеты и данные показывают, что изотопные сдвиги кислорода в докембрийских кремнях в основном определялись изменениями изотопного состава океанических вод, а не их температурой. Отсюда видна вся неточность выполненных прежде оценок температурных условий в раннем докембрии. Тем не менее, весьма теплый климат в архее, по-видимому, все-таки существовал, несмотря даже на заметно меньшую светимость Солнца в то время. Об этом, в частности, свидетельствует полное отсутствие каких-либо следов архейских оледенений (Чумаков, 1978), несмотря даже на высокое стояние (до 6 км) архейских континентальных массивов, о чем говорят глубокие эрозионные среды многих архейских щитов. В этой связи представляется весьма интересным попробовать оценить температуру в раннем докембрии независимым путем.
Поскольку светимость Солнца в архее была заметно меньшей, то единственной причиной повышения температуры на поверхности Земли в архее должна была быть только плотная атмосфера, давление которой тогда могло достигать нескольких и более бар (атм). Из всех возможных газовых составляющих только углекислый газ мог создавать столь плотную атмосферу. Это следует из того, что азота на Земле для этого слишком мало, газы типа метана или аммиака -неустойчивы и быстро разлагаются под влиянием солнечного излучения (с полной потерей водорода), а свободного кислорода тогда вообще еще практически не существовало, о чем, в частности, говорят архейские осадки, отложившиеся в явно восстановительных условиях. Углекислого же газа на Земле более чем достаточно, поскольку общее давление С02, сейчас связанного в карбонатах (но когда-то находившегося в атмосфере), могло бы достигать 90-100 атм.
о о
о о
-1-1-1-1-1
-4-3-2-1 0 1
Время, млрд. лет
Рис. 3. Скорость дегазации углекислого газа
14 ,
из мантии, 10 г/год
-4 -3 -2-10 1
Время, млрд. лет
Рис. 4. Накопление массы С02: 1 - во внешних геосферах Земли (в земной коре, океанах и атмосфере); 2 - в атмосфере
Дегазация углекислого газа должна была происходить пропорционально тектонической активности Земли. По подсчетам О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова (1991), за время жизни Земли из ее недр выделилось приблизительно 4.63-1023г С02, а в ее недрах сохраняется еще около 4.48-1023 г С02. Вводя понятие тектонического параметра Земли, равного отношению суммарного глубинного теплового потока, к его современному значению (Q )0 = 3.39-1020эрг/с, теперь можно определить и закономерность дегазации С02
из мантии во внешние геосферы Земли. В этом случае скорость дегазации углекислого газа определяется простым соотношением
т (С02)= т(С02)0 • к • ехр(-к?)] (7)
а масса дегазированного из мантии углекислого газа находится по столь же простому уравнению
т(С02) = т(С02)0 • [1 - ехр(-к?)].
(7')
23 23 23
В этих выражениях т(С02)0 = 4.63-10 + 4.48-10 = 9.11-10 г - суммарное содержание углекислого газа в Земле; к « 0.71 - показатель подвижности углекислого газа; г - интегральная форма тектонического параметра Земли. Связь со временем в уравнениях (7) и (7') находится по зависимости г = г(/).
По уравнениям (7) и (7'), можно рассчитать зависимость скорости дегазации углекислого газа из мантии (рис. 3) от количества этого газа во внешних геосферах Земли: в карбонатах земной коры (включая седиментосферу), в гидросфере и атмосфере Земли (см. рис. 4).
Для оценки наиболее вероятного давления атмосферы в архее необходимо учесть, что если бы весь дегазированный углекислый газ сохранялся в атмосфере, то его парциальное давление сейчас достигало бы 90-100 атм, т.е. было таким же, как и на Венере. К счастью для жизни на Земле, одновременно с поступлением С02 в атмосферу происходило его связывание в карбонатах. Но для протекания этой реакции необходима вода в жидкой фазе, так как только в этом случае гидратация силикатов сопровождается поглощением С02 с образованием карбонатов
4М§28Ю4 + 4Н20 + 2С02 ^ Мя6[814010](0Н)8 + 2ЫяС03,
оливин серпентин магнезит
2СаАЬ81208 + 4Н20 +2С02 ^ А14[8140ю](0Н)8 + 2СаС0э.
анортит каолин кальцит
(8) (9)
Именно по этой
причине существенное влияние на эволюцию парциального давления углекислого газа в атмосфере оказала история развития океана на Земле. Учитывая это, мы, совместно с О.Г. Сорохтиным, рассчитали эволюцию гидросферы. При этом мы исходили из того, что скорость дегазации Земли пропорциональна массе изливающихся на земную поверхность в единицу времени мантийных пород, содержанию в них летучих компонентов и их подвижности. В первом приближении скорость излияния мантийных пород пропорциональна тектонической активности Земли, определяемой ее суммарными теплопотерями. В этом случае скорость дегазации воды из мантии определяется уравнением (7), а накопление воды в гидросфере - уравнением (7').
В связи с тем, что механизмы дифференциации земного вещества в архее и послеархейское время принципиально отличались друг от друга, следует ожидать, что и показатели подвижности к воды также
могут существенно отличаться друг от друга. В архее все силикатное вещество конвектирующей мантии вместе с содержащимися в нем летучими компонентами неизбежно проходило через слой расплавленного железа. При этом окислы, обладавшие меньшей теплотой образования, чем оксид двухвалентного железа (63.64 ккал/моль), должны были диссоциировать, отдавая свой кислород на окисление железа до двухвалентной закиси. Теплота образования водяного пара (флюида) равна 57.8 ккал/моль, а углекислого газа - 94.05 ккал/моль. Следовательно, пары воды, проходя через слой расплавленного железа в архейских зонах дифференциации земного вещества, должны были диссоциировать (с поглощением кислорода железом), тогда как углекислый газ мог беспрепятственно пересекать этот слой зонной дифференциации. Отсюда следует, что в архее показатель подвижности воды в уравнениях (7) и (7') был существенно меньшим, чем в послеархейское время, тогда как для углекислого газа показатель подвижности мог оставаться постоянным для всего времени его дегазации из мантии. Заметим попутно, что вместе с водой на расплавах железа в архее диссоциировали и многие другие окислы и сульфиды с малой величиной теплоты образования, восстанавливаясь при этом до свободных элементов.
Тектонический параметр Земли - г в уравнениях (7) и (7) - был определен выше при описании основных закономерностей дегазации углекислого газа. Поскольку показатели подвижности воды в архее и после архея могут существенно отличаться друг от друга, то для расчета дегазации мантии необходимо составить два уравнения дегазации с разными показателями подвижности, объединив их условием неразрывности процесса дегазации на рубеже архея и протерозоя. В этом случае в двух уравнениях у нас оказывается три неизвестных параметра: два показателя подвижности воды и начальная масса воды в земном веществе (дан20)0. Следовательно, для количественного решения задачи необходимо определить и подставить в уравнения три независимых граничных условия.
Первым из краевых условий может быть суммарная масса воды, содержащаяся в современном океане, континентальной и океанической коре вместе взятых. Судя по данным, приведенным в работе (Сорохтин, Ушаков, 1991), в океанах содержится около 1.37-1024 г, в континентальной коре вместе с континентальными водами и ледниками - 0.44-1024 г и в океанической коре - 0.36-1024 г воды. Всего же в гидросфере Земли содержится около 2.17-1024 г воды. Это количество воды было дегазировано из недр Земли за все время ее геологической жизни, т.е. за последние 4 млрд лет истории нашей планеты. Строго говоря, это утверждение не совсем справедливо, поскольку часть попавшей на земную поверхность воды диссоциировала при гидратации пород океанической коры, часть диссоциировала в верхних слоях атмосферы (под влиянием солнечного излучения), а в протерозое и фанерозое значительная часть воды по зонам поддвига плит вновь постоянно возвращалась в мантию. Однако если принимать во внимание не абсолютную массу, а только ее эффективное значение, равное разности масс дегазированной и субдуцированной воды, то все расчеты остаются в силе, лишь эффективное значение показателей подвижности к оказывается несколько меньшим его реального значения. Таким образом, можно принять, что в настоящее время во внешних геосферах Земли (в океанах, континентальных водах и запасах льда, в океанической и континентальной коре) находится около 2.18-1024 г.
Вторым краевым условием может служить содержание воды в современной мантии. О концентрации воды в мантийном веществе Земли косвенно могут свидетельствовать и составы лунных базальтов, поскольку Луна, скорее всего, является родной "сестрой" Земли и уж явно сформировалась в той же области пространства Солнечной системы, что и наша планета. Действительно, сходство лунных "морских" и земных океанических базальтов настолько велико, что А. Рингвуд (1982) предположил даже единый их источник. Но анализы показали, что лунные базальты предельно сухи, и содержание воды в них колеблется от 0.015 до 0.046 % (Мэйсон, Мелсон, 1973) и никогда не превышает 0.05 %. Эта информация важна для нас, поскольку лунные породы, в отличие от земных, не контаминированы летучими компонентами в экзогенных условиях и полностью отвечают своей ювенильной природе. В работе (Сорохтин, Ушаков, 1991) на основании анализа содержания воды в закалочных стеклах базальтов срединно-океанических хребтов принята концентрация ювенильных вод в мантии равной 0.05 %. Тогда суммарное содержание воды в современной мантии достигает 2.01-1024 г, а суммарная масса воды на Земле (тн20)0 « 4.19-1024 г.
Третьей опорной точкой расчетов могло бы послужить определение массы воды в гидросфере в какой-то промежуточный момент времени, естественно, если такое определение вообще возможно выполнить. К счастью, это вполне разрешимая задача, но для этого необходимо привлекать дополнительные геологические данные. Действительно, поскольку океан постепенно увеличивался в своем объеме, то в истории его развития неизбежно должен был наступить такой момент, когда океанические воды перекрыли собой гребни срединно-океанических хребтов с расположенными на них рифтовыми зонами Земли. После этого события должна была быстро возрасти гидратация пород океанической коры, и, как следствие этого, должны были измениться условия выплавки
континентальной коры в зонах поддвига океанических плит под континенты и островные дуги. Такие изменения, отмечаемые в геологической летописи Земли, действительно, происходили на рубеже архея и протерозоя (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), и с точки зрения теории тектоники литосферных плит они неплохо объясняются увеличением степени гидратации пород океанической коры. Именно такая интерпретация послужила основой для количественных расчетов некоторых из предшествующих моделей эволюции Мирового океана (Сорохтин, 1974; Монин, Сорохтин, 1984).
Однако в истории развития Мирового океана наиболее четко и резко должен выделяться момент полного насыщения пород океанической коры водой и последующего отрыва поверхности растущего океана от среднего уровня стояния гребней срединно-океанических хребтов. Объясняется это тем, что до того времени вся дегазировавшаяся из мантии избыточная вода полностью уходила в океаническую кору (масса океана временно сохранялась приблизительно постоянной), т.е. вода, попадая в рифтовые зоны, обратно из них уже не вытекала. В результате до этого момента не могла существовать и свободная циркуляция океанических вод по толще океанической коры, а, следовательно, не мог происходить и широкий вынос минеральных веществ из рифтовых зон Земли в океаны. Поэтому только после полного насыщения океанической коры водой и некоторого подъема поверхности океана над уровнем гребней срединно-океанических хребтов из рифтовых зон в океаны стали в изобилии выноситься минеральные компоненты океанической коры, тогда как до этого момента времени состав океанических вод определялся только континентальным стоком.
Следовательно, после описываемого события должна была резко измениться и геохимия океанических осадков: в их составе теперь должны были в изобилии появиться выносимые из мантии элементы. Наиболее характерным из таких элементов и ярким индикатором искомого рубежа - момента насыщения океанической коры водой, безусловно, является железо. Ведь в докембрийской мантии в заметных количествах еще содержалось свободное (металлическое) железо. Поднимаясь вместе с горячим мантийным веществом в рифтовые зоны, оно вступало там в реакцию с морской водой, образуя в бескислородной среде хорошо растворимую в воде двухвалентную гидроокись железа. Попадая на мелководья, эта растворимая гидроокись окислялась бактериями и микроводорослями до нерастворимого трехвалентного состояния или стехиометрии магнетита и выпадала в осадок. Именно этот момент полного насыщения океанической коры водой очень четко отмечается началом массовых отложений железорудных осадков - джеспилитов в конце раннего протерозоя около 2.2 млрд лет назад.
Используя теперь эволюционную зависимость параметра тектонической активности Земли, описанную в работе (Сорохтин, Ушаков, 1991), удалось определить, что в океанах и коре 2.2 млрд лет назад содержалось воды, соответственно, около 0.325-1024 г в океанах, 0.385-1024 г - в океанической коре и 0.109-1024 г - в континентальной коре. В этом случае суммарная масса воды в гидросфере этого времени равнялась 0.819-1024 г.
Учитывая приведенные подходы и выполненные оценки, нам удалось определить и эволюцию строения океанической коры для всей геологической истории Земли. Результаты соответствующих расчетов приведены на рис. 5.
Составляя систему из двух уравнений типа (7), но для воды, отдельно для архея и послеархейского времени, теперь можно подставить в них найденные выше значения массы воды в современной Земле, ее гидросфере и в гидросфере раннего протерозоя около 2.2 млрд лет назад. Поскольку в этих уравнениях оказываются разными значения показателей подвижности воды к, то их еще необходимо объединить в общую систему условием неразрывности процесса дегазации на рубеже архея и протерозоя. Лишь после этого можно найти зависимость от времени массы дегазированной из мантии воды. При этом показатель подвижности воды к в архее оказался равным 0.123, а в протерозое и фанерозое, как и предполагалось, почти в 12 раз большим: 1.45.
-14
Рис. 5. Эволюция строения океанической коры: 1 - подошва осадочного слоя: 2 - подошва базальтово-габброидного слоя; 3 - подошва океанической коры (граница Мохоровичича); 4 - изотерма критической температуры воды 374°С, ниже которой океаническая вода не может проникать (в архее эта граница совпадала с подошвой океанической коры);
I - осадочный слой океанической коры;
II - базальтово-габброидный слой океанической коры;
III - серпентинитовый слой океанической коры;
IV - подкоровая мантия
■А
-3
-2
-1
Время, млрд. лет
Время, млрд. лет
Рис. 6. Накопление воды в гидросфере Земли:
1 - суммарная масса дегазированной из мантии воды;
2 - масса воды в океане; ВРемя' МЛРД' лет
3 - масса воды, связанная в океанической коре; рис. 7. Скорость дегазации воды
4 - масса воды, связанная в континентальной коре щ мантии в ГИдр0сферу Земли
Если бы в архее не происходило диссоциации воды на расплавах железа и показатель ее подвижности был таким же, как в протерозое и фанерозое, то легко определить, что к настоящему времени из мантии дегазировалось бы около 4.75-1024 г воды, вместо 2.18-1024 г в реальной гидросфере Земли. Помимо диссоциации воды в недрах архейской мантии Земли, ее разложение происходило и на земной поверхности. Действительно, диссоциация воды происходит и сейчас в гидротермах рифтовых зон при гидратации железистых силикатов, но в раннем докембрии она была многократно большей. Кроме того, могла быть заметной диссоциация воды и под влиянием жесткого излучения Солнца и благодаря жизнедеятельности микроорганизмов. Судя по кислородному балансу в земной коре и гидросфере, можно оценить, что в сульфатном и окисножелезном резервуарах этих геосфер сейчас связано около 0.172-1024 г кислорода, происхождение которого, вероятнее всего, также связано с диссоциацией воды. При этом общая масса диссоциированной таким путем воды (около 0.194-1024 г) оказывается приблизительно в 15 раз меньшей, чем произошедшая в архее потеря воды за счет ее диссоциации на расплавах железа в мантии (2.57-1024). Однако, несравненно большая часть окислов железа, возникавших за счет термодиссоциации воды в докембрийских рифтовых зонах, вновь погружалась в мантию по древним зонам субдукции, оставив о себе лишь слабые следы в геологической летописи земной коры (в форме железорудных месторождений докембрия). Оценить эту часть "потерянной" воды пока не представляется возможным.
Таким образом, если бы в архее не происходило диссоциации воды на железе, то это привело бы к дополнительному подъему уровня океана более, чем на 5 километров! В этом случае Земля превратилась бы в планету "Океан". На наше счастье и счастье всех живых организмов на суше, этого не произошло, и спас всех нас от "всемирного потопа" в основном процесс формирования земного ядра, развивавшийся в архее по механизму зонной дифференциации богатого железом первичного земного вещества.
Результаты расчета накопления воды в гидросфере Земли приведены на рис. 6. Как видно из этого рисунка, режим накопления воды во внешних геосферах Земли существенно изменился на рубеже архея и протерозоя. Особенно резко это изменение проявилось в накоплении воды в океанической коре, и вызвано это было образованием в начале протерозоя серпентинитового слоя океанической коры -главного и наиболее емкого резервуара связанной воды на Земле. Интересно отметить, что после образования серпентинитового слоя в раннем протерозое около 2.5 млрд лет назад заметные количества воды из океана перешли в этот слой, а масса воды в океане, соответственно, уменьшилась.
Найденные значения параметров в краевых условиях нашей задачи, безусловно, являются приближенными, и степень их достоверности можно оценить только путем сравнения полученных теоретических результатов с эмпирическими геологическими данными.
После того, как удалось определить суммарную массу воды в Земле и значения показателей подвижности воды в архее и в послеархейское время, по уравнению (7) удается определить скорость накопления воды в земной гидросфере. График скорости дегазации воды из мантии, построенный таким путем, приведен на рис. 7. Из этого графика видно, что максимум скорости дегазации воды, в отличие от скорости дегазации С02, приходится на 2.5 млрд лет назад, т.е. на самое начало протерозоя, тогда как максимум тектонической активности Земли наблюдался в архее. Объясняется это кажущееся несогласие тем, что в архее, как уже говорилось, большая часть дегазировавшейся воды еще в мантии диссоциировала на расплавах железа в зонах дифференциации земного вещества по реакции Н20 + Бе ^ БеО + Н2. В протерозое
же и, тем более, в фанерозое диссоциации воды в мантии больше не происходило, и она в полном соответствии с уравнением (7) и почти без потерь поступала в гидросферу Земли.
О химическом составе древних океанов и морей подробнее говорится в очень обстоятельных монографиях Шопфа (1982) и Холленда (1989). В этих работах приводятся убедительные аргументы в пользу того, что химический состав океанических вод с раннего докембрия находился в равновесии с летучими компонентами атмосферы и породами земной поверхности. Начиная же приблизительно с 2 млрд лет назад, протерозойский океан уже характеризовался почти современными значениями солености и химического состава.
Здесь очень важно подчеркнуть, что в архее из так называемых "кислых дымов" без потерь мог дегазироваться только углекислый газ, теплота образования которого (94.05 ккал/моль) выше, чем у окиси железа (63.6 ккал/моль). Тогда как, например, соляная кислота (теплота образования которой равна 22.1 ккал/моль), если таковая и присутствовала в первичном планетном веществе, должна была полностью разлагаться в расплавах железа, образуя в них хлориды железа FeCl2 и FeCl3 (теплоты образования которых соответственно равны 81.7 и 95.5 ккал/моль). При высоких температурах оба хлорида железа летучи. Поэтому образование HCl, но уже на земной поверхности, могло происходить только благодаря гидролизу хлоридов железа с привносом тепла (т.е. в горячих источниках). Хлориды же щелочных металлов могли образовываться, например, путем реакций попавших на поверхность ювенильных галоидов со щелочными силикатами типа нефелина (или альбита)
FeCl2 + 2NaAlSiO4 > 2NaCl + FeO + AlAlO[SiO4] + SiO2 + 15.8 ккал/моль, (10)
нефелин андалузит
2FeCl3 + 6NaAlSiO4 > 6NaCl + Fe2O3 + 3AlAlO[SiO4]O + 3SiO2 + 107.7 ккал/моль. (11)
Наиболее распространенные в горных породах окислы щелочноземельных металлов (MgO, CaO, FeO) при растворении в воде (после выветривания самих пород) становятся химическими основаниями, активно вступающими в реакции с дегазированным из мантии углекислым газом, образуя тем самым карбонаты этих металлов. Однако, как будет показано ниже, в архее существовала достаточно плотная углекислотная атмосфера, а карбонатов еще возникало мало, поэтому воды архейских морей и океанов, находившиеся и тогда в равновесии с земной атмосферой, должны были характеризоваться кислой реакцией, по нашим оценкам с Ph~3-5.
Определив по описанной в работе (Сорохтин, Ушаков, 1991) методике среднюю глубину океанических впадин и их площади (с учетом того, что в раннем архее океаны располагались лишь в узкой полосе на низких широтах), по найденной массе воды в океане теперь можно определить и положение поверхности океана по отношению к среднему уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов. Результаты соответствующих расчетов приведены на рис. 8. Как видно из этого рисунка, в раннем архее глубины океанических впадин, по отношению к уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов, были еще не очень большими - от 80 до 200 м, но и воды в океанах было совсем мало. Собственно говоря, в самом начале и в середине архея и океанов-то настоящих еще и не было, а существовали лишь многочисленные, изолированные друг от друга мелководные бассейны морского типа. Над уровнями этих морей тогда возвышались гребни срединно-океанических хребтов и, особенно, зоны торошения литосферных пластин, в центре которых тогда лишь зарождались ядра будущих континентальных массивов, высота вздымания которых превышала 6 км!
Напомним, что столь высокое стояние континентов в архее определялось перегревом верхней мантии и высокими тепловыми потоками того времени. В результате под архейскими континентальными щитами просто не могли формироваться мощные (и тяжелые) литосферные плиты, а сама кора как "легкая пробка" высоко возвышалась над средней поверхностью мантии (Сорохтин, Сорохтин, 1997). В противоположность этому, современная континентальная кора подстилается припаянной к ней мощной (до 200 км) и плотной (около 3.3 г/см3) литосферой ультраосновного состава, существенно притапливающей континенты в верхнюю мантию.
км
Время, млрд. лет
Рис. 8. Эволюция океанов: 1 - глубины океанических впадин по отношению к среднему уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов, км; 2 -изменение положения поверхности океанов; 3 - средняя высота стояния континентов по отношению к тому же уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов по (Сорохтин, Сорохтин, 1997)
Высокое стояние континентальных щитов в архее приводило, естественно, к интенсивной физической эрозии их поверхности. Это видно и в современном строении многих архейских щитов, на поверхности которых сейчас обнажаются амфиболитовые и гранулитовые фации глубинного метаморфизма, сформировавшиеся в свое время на глубинах от 5 до 10 км. Есть примеры и глубокого метаморфизма эпидот-амфиболитовой фации осадочных толщ позднего архея, например, в Кейвском блоке Кольского полуострова. Но все-таки, куда же девались огромные массы осадочных пород, которые при высоком стоянии континентальных блоков обязательно должны были отлагаться в архее?
Относительно незначительные объемы осадочных пород архея, скорее всего, являются только кажущимися. Действительно, отлагавшиеся у подножий архейских континентальных блоков осадки, преимущественно конгломерато-брекчии и аркозо-граувакковые песчаники, попадая на океанические базальтовые пластины, могли накапливаться там только за промежутки времени порядка средней продолжительности жизни самих пластин. Но благодаря высокой тектонической активности архея, время их жизни равнялось всего 0.1-2 млн лет, после чего океанические базальтовые пластины, вместе с отложившимися на них осадками, надвигались на краевые зоны континентальных массивов. За такой малый промежуток времени на океаническом дне успевало накопиться не более 20-50 м осадков. После же попадания в зоны скучивания океанических пластин и их погружения в горячую мантию (под тяжестью вновь надвигаемых пластин), осадки, вместе с гидратированными базальтами, переплавлялись, порождая тем самым гранитоидные интрузии, обнажающиеся и сейчас в гранит-зеленокаменных поясах архейских щитов. Таким образом, огромные массы терригенных осадочных пород архея, благодаря интенсивным процессам рециклинга, вновь причленялись к континентальным щитам, но уже в составе гранитоидных интрузий, масса которых также огромна.
В середине раннего архея, около 3.5-3.4 млрд лет назад, поверхность океана на сравнительно короткое время перекрыла гребни срединно-океанических хребтов, но океаны эти были еще очень мелкими - не глубже 150 м. В конце же раннего архея, около 3.3-3.2 млрд лет назад, вновь увеличилась глубина океанических впадин и гребни срединно-океанических хребтов опять обнажились. О возникновении в середине раннего архея первых океанов, правда, еще исключительно мелких, свидетельствуют, в частности, изливавшиеся в подводных условиях подушечные лавы коматиитов зеленокаменного пояса Барбертон, характеризующиеся таким же возрастом, тогда как более древние и более молодые базальты раннего архея часто несут в себе черты субаэральных покровов. Такая геодинамическая обстановка раннего архея позволяет предполагать меньшую степень первичной гидратации базальтов (и зеленокаменных поясов) в самом начале и в середине архея.
В позднем архее, в связи с резким возрастанием тектонической активности Земли, средние глубины океанических впадин вновь резко уменьшились до 100-200 м, тогда как глубины океанов увеличилась до 200-400 м. Соответственно, все гребни срединно-океанических хребтов вновь оказались под водой, и опять возникло единое зеркало Мирового океана. Подтверждением этого факта являются подушечные лавы -свидетели подводных базальтовых и коматиитовых излияний, распространенные практически во всех зеленокаменных поясах позднего архея. Одновременно заметно усилилась гидратация базальтовой океанической коры и связывание углекислого газа атмосферы в карбонатах. В результате стали откладываться хемогенные известняки, наиболее ярким примером которых может служить мощная толща мраморов и кальцифиров Слюдянской серии, образовавшейся в самом конце архея.
В это время над поверхностью океана возвышались только высоко стоящие архейские континентальные щиты. В конце архея, как мы уже отмечали в предыдущем разделе, на Земле образовался первый в ее истории суперконтинент Моногея, поэтому тогда же впервые должен был возникнуть и единый океан - Моноталасса.
Возвращаясь теперь к определению массы углекислого газа в архейской атмосфере, обратим внимание, что, как следует из типовых реакций (8) и (9), на каждые 4 молекулы воды, идущих на гидратацию силикатов, в карбонатах связывается 2 молекулы углекислого газа. Но количество воды, связанной в породах океанической и континентальной коры, теперь оценено - это сумма связанной воды в океанической и континентальной коре, изображенной на рис. 6 кривыми 3 и 4. Очевидно, что для накопления в атмосфере заметных количеств углекислого газа необходимо было, чтобы процессы гидратации силикатов по реакциям (8) и (9) тогда протекали заметно медленнее, чем в последующие эпохи. Но в архее именно такие условия и существовали. Так, в раннем архее воды в гидросфере было еще мало, и вместо единого океана тогда существовали только мелководные морские бассейны (рис. 6). Рифтовые же зоны на гребнях срединно-океанических хребтов, в которых, главным образом, и протекают реакции гидратации силикатов, в это время еще возвышались над уровнями морей того времени (рис. 6). Кроме того, океаническая кора в архее была существенно базальтовой, а при гидратации базальтов связывается сравнительно мало воды и немного углекислого газа. Именно поэтому еще в раннем архее на Земле образовалась достаточно плотная углекислотная атмосфера, и возник значительный парниковый эффект.
Количественно масса связанного в горных породах С02 находится по простому соотношению
Лт(С02) = т(И20)сг • 2ДТО2) / 4ДН2О), (12)
где т(И20)сг - масса воды, связанной в горных породах земной коры (сумма значений по кривым 3 и 4 на рис. 6); ДС20) = 44 - мольный вес углекислого газа; /¿(Н20) = 18 - мольный вес воды. В расчетах мы приняли, что кроме связывания С02 в горных породах, происходила и его консервация (в количествах около 10 %) в органическом веществе. Поэтому при расчете связанного С02, мы умножали выражение (12) на коэффициент 1.1.
Помимо связанного в породах С02, часть углекислого газа (в форме аниона НС03) растворена в водах океана. Для нахождения этой части С02 необходимо учесть, что растворимость углекислого газа в воде, согласно закону Генри, прямо пропорциональна его парциальному давлению в атмосфере
С(С0^ = К ■ р(С02), (13)
где С(С02) - концентрация С02 в воде; К - константа закона Генри для С02; ^>(С02) - парциальное давление С02 над раствором.
Но растворимость газов в воде зависит от ее температуры Т (в градусах Кельвина)
д [1пК(С02)] / др = К(С02) /ЯТ, (13')
где К(С02) - парциальный мольный объем растворенного в воде С02 в бесконечно разбавленном растворе; Я = 1.987 кал/моль-град. Решением уравнения (13) является зависимость
К(С02) = Ко ехр[ -К(С02) • р(С02) ] /ЯТ, (14)
К0 - нормировочный коэффициент. Для его нахождения надо найти эффективное значение константы Генри для современного океана
КоС = т(С02)ос /т(И20)оС • 1 /р№), (15)
где т(С02)ос - масса углекислого газа (в пересчете на С02), растворенного в водах океана; т(И20)ос -масса воды в океане. При расчете мы приняли р(С02) = 4.8-10-4 атм, т(Н20)ос = 1.37-1024 г и т(С02)ос « 1.4-1020 г. Тогда константа Генри для современного океана равна Кос « 0.213.
В справочнике термодинамических величин (Наумов и др., 1971) приводится эмпирическая зависимость показателя экспоненты в выражении (14) от температуры
[-К(С02) • р(С02)] /ЯТ = -1826 /Т + 10.348 - 0.0093 Т. (16)
Учитывая теперь, что современная средняя температура поверхности Земли равна = 288 К (14.8°С), находим значение нормировочного коэффициента в уравнении (14) К0 = 0.803.
Теперь легко найти и массу углекислого газа, растворенную в водах океана,
¿т(С02) = т(И20)ос • К(С02) • р(С02). (17)
В позднем архее (около 2.7 млрд лет назад) масса растворенного в океане углекислого газа достигала 1023 г при массе воды в океане того времени около 1.32-1023 г. Отсюда видно, что концентрация растворенного углекислого газа в океанических водах тогда (судя по расчетам) достигала 43 %! Это означает, что при средней температуре океанов около 55°С (см. ниже), океанические воды в позднем архее были горячими и кислыми, а, следовательно, и весьма агрессивными растворителями многих веществ.
С учетом растворенной в океанических водах массы С02, давление углекислого газа в атмосфере оказывается равным
р(С02)й = [т(С02) - Лт(С02)] / [50 + т^^ • К(С0з)], (18)
где Бо = 5.1-1018 см2 - площадь Земли. Заметим здесь же, что уравнение (18) имеет смысл только при условии, что масса дегазированного из мантии С02 превышает его массу, связанную в горных породах, т.е. при т(С02)>Лт(С02). Такие условия существовали только в архее, поэтому и выражение (18) применимо только к условиям архея. В протерозое и фанерозое подавляюще большая часть углекислого газа оказалась связанной в карбонатах и органическом веществе, а в атмосфере и гидросфере сохранилась лишь его малая часть, определяемая законом действующих масс реакций связывания С02 в горных породах и биосфере.
Помимо углекислого газа, в архейской атмосфере в заметных количествах присутствовал азот, а в конце протерозоя и особенно в фанерозое появился и кислород. Принимая во внимание основные
-3 -2 -1
Время, млрд. лет
Рис. 9. Эволюция состава и давления земной атмосферы
закономерности дегазации азота из мантии и его связывания в породах, изложенные в работе (Сорохтин, Ушаков, 1998), а также закономерности генерации кислорода (Сорохтин, Ушаков, 1991), мы построили по выражениям (12-18) суммарную зависимость от времени состава и давления атмосферы на Земле, изображенную на рис. 9.
Полученное распределение давления атмосферы в архее существенно отличается от опубликованных ранее расчетных данных (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1998). Напомним, что в прежних расчетах экстремальное значение давления атмосферы в архее подбиралось таким образом, чтобы температура, определенная по адиабатической теории парникового эффекта, соответствовала определениям температуры по изотопно-кислородным сдвигам в архейских кремнях. В новом же распределении давление углекислого газа и азота определялись строго в соответствии с энергетической теорией развития Земли. В этих расчетах учитывалось, что в архее площадь дегазации мантии ограничивалась лишь постепенно расширяющимся низкоширотным кольцевым поясом тектонической активности Земли (в раннем архее это был еще узкий приэкваториальный пояс, расширившийся на всю Землю лишь к самому концу архея). Кроме того, было учтено, что часть углекислого газа растворялась в океанических водах, а в архее масса растворенного в океане С02, судя по закону Генри, достигала 1023 г, что эквивалентно давлению более, чем 19 атм. Именно поэтому абсолютные значения парциального давления углекислого газа в архейской атмосфере по рассматриваемой модели оказались заметно меньшими, чем это определялось ранее: р(С02)тах = 5.6 атм против 9.4 атм в работах О.Г. Сорохтина и С.А. Ушакова (1998).
Для определения средних температур на поверхности Земли необходимо было использовать адиабатическую теорию парникового эффекта. Напомним, что под парниковым эффектом понимается разность температур ЛТ = Т* - Те, где Т* и Те - соответственно, средняя температура земной поверхности и радиационная (эффективная) температура Земли. В качестве основного параметра, характеризующего осредненный глобальный климат Земли, по-прежнему, удобнее всего выбрать среднюю по земной поверхности температуру Т* (для современных условий Т* = 288 К « +14.8°С). Поскольку у планет с плотной атмосферой (давлением р > 0.2 атм) основным механизмом выноса тепла с поверхности является конвективный массоперенос воздуха в тропосфере, то и распределение температуры в ней должно быть адиабатическим. Согласно адиабатической теории парникового эффекта, изложенной в работах (Сорохтин, Ушаков, 1998), средняя температура тропосферы зависит от солнечной постоянной Б, давления атмосферы р, эффективного значения показателя адиабаты а (определяемого составом и влажностью тропосферы), и альбедо планеты А. Теория эта была успешно проверена по средним распределениям температуры в тропосферах Земли и Венеры, что позволяет и нам использовать ее для изучения эволюции климатов Земли.
Напомним, что согласно адиабатической теории парникового эффекта, средняя приповерхностная температура Земли Т* в градусах Кельвина находится по сравнительно простому выражению
Т = Ьа-Тъъ -р/, (19)
где р* - приземное давление; ТЬЬ - температура абсолютно черного тела, находящегося в тепловом равновесии на расстоянии от Солнца, равном удалению Земли; Ь = 1.186 атм-1 - константа; а-показатель адиабаты, зависящий от состава.
Выше нам удалось определить все основные параметры земной атмосферы, приведенные на рис. 9, необходимые для расчета эволюции средних характеристических температур Земли в градусах Кельвина: средней приземной температуры Т*, радиационной температуры Земли Те, температуры абсолютно черного тела ТЬЬ на уровне Земли и парникового эффекта ЛТ. Расчет велся по методу последовательных приближений. Вначале вычислялись характеристические температуры (Т* и Те) для сухой атмосферы определенного выше состава с теплоемкостью
Ср = [ Р№ Ср№) + Р02 Ср(02) + РС02 Ср(С02) + рдт Ср(Лг) ] / р, (20)
где р^2, р02 рС02, рЛг - парциальные давления азота, кислорода углекислого газа и аргона; р - суммарное давление атмосферы; ср(Ыг) = 0.248; ср(02) = 0.218; ср(С02) = 0.197; ср(Лг) = 0.124 кал/г-град - теплоемкости азота, кислорода, углекислого газа и аргона при постоянном давлении (Наумов и др., 1971). Затем в значение показателя адиабаты
а=Я / [//• (Ср + Сг + С„)], (21)
где Я = 1.987 кал/моль-град - по-прежнему газовая постоянная, а ц- мольный вес газовой смеси воздуха, вносились поправки Сг и С„, соответственно, на поглощение атмосферой отраженного земной поверхностью инфракрасного (теплового) излучения и на выделение тепла при конденсации влаги в облаках:
Cr=R / (M-a)-(Ts - Tt) / T, CW=R / О a) - Tt / Ts - cp .
(22) (23)
Результаты проведенных нами расчетов, основанных на методике, изложенной в работе (Сорохтин, Ушаков, 1998), приведены на рис. 10.
Температура "абсолютно черного тела" Тъъ рассчитывалась по известной формуле Больцмана
Tbb4 = S / (4а),
(24)
где - солнечная постоянная (современное значение 50 = 1.37-106 эрг/см2с); а = 5.67-10-5 - постоянная Стефана-Больцмана. При расчете принималось, что солнечная постоянная за время жизни Земли монотонно возрастала со значения 1-106 до его современного значения 1.37-106 эрг/см2-с.
Радиационная температура Земли Те определялась по известному уравнению теплового баланса планеты
t: = S-(1 - A) / (4а),
(25)
Время, млрд. лет
Рис. 10. Эволюция температурных режимов земной атмосферы: 1 - средняя по Земле температура на уровне моря Т*; 2 - радиационная температура Земли Те; 3 - парниковый эффект земной атмосферы ЛТ; 4 - температура абсолютно черного тела на расстоянии Земли от Солнца Тъъ
в котором принималось, что сферическое альбедо планеты А пропорционально средней поверхностной температуре Ts.
Хотелось бы особо обратить внимание, что теория глобальной эволюции Земли, на основе которой были проведены расчеты, к настоящему времени прошла достаточно жесткую проверку на соответствие ее выводов геологической летописи Земли. Многочисленные примеры тому приведены в монографиях (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1993). Приведем еще несколько примеров удачного применения этой теории для объяснения с единых позиций совершенно разноплановых геологических процессов и явлений, в изучении которых автор принимал самое активное участие. Так, рассматриваемая теория позволила непротиворечиво и, главное, количественно объяснить происхождение одних из самых загадочных пород на Земле и их минералогию - алмазоносных кимберлитов, лампроитов и родственных им пород (Сорохтин и др., 1996). На основе этой же теории было показано, что уникальные металлоносные расслоенные интрузии раннего протерозоя генетически были связаны с процессом формирования земного ядра в самом конце архея, а происхождение стратиформных месторождений сульфидов и золота этой же эпохи - с переходом от жаркого климата в архее к прохладному климату в раннем протерозое (Сорохтин, Ушаков, 1998; Sorokhtin tt al., 2000; Сорохтин и др., 2001). Было объяснено также происхождение Гуронского оледенения в самом начале раннего протерозоя (Сорохтин, Сорохтин, 1997), а в данной работе определяется новое распределение температуры в молодой Земле и дается новое объяснение происхождению перегрева верхней мантии и жаркого климата в архее. И все это с единых позиций единой теории. Поэтому появляется уверенность, что и приведенное выше независимое определение температурного режима Земли в докембрии, в общем, правильно описывает климатическую обстановку в архее и протерозое и, во всяком случае, оно намного точнее существующих изотопно-кислородных определений температуры в этих далеких от нас эпохах.
Важно подчеркнуть, что полученные результаты, в отличие от температурных определений, изложенных в работах (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1998), полностью независимы от весьма ненадежных определений палеотемператур по изотопно-кислородным сдвигам в океанических кремнях докембрия. По нашим расчетам, климат архея был довольно жарким, но не горячим, как в упомянутых работах. Особенно это касается раннего архея. Так, в середине раннего архея около 3.5 млрд лет назад средняя температура земной поверхности по нашим определениям приблизительно равнялась +30°С, но не +70 или +100°С, как по изотопно-кислородным данным (Knauth and Lovwt, 1978). Максимальная же температура должна была наблюдаться в конце архея около 2.7 млрд лет назад и достигать почти +60°С, но не +85°С, как это было определено в работе (Сорохтин, Ушаков, 1998).
Время, млрд. лет
Рис. 11. Эволюция массы земного ядра и
конвектирующей мантии 1 - увеличение массы выделившегося "ядерного" вещества в архее и рост земного ядра в последующие эпохи; 2 - изменение массы конвектирующей мантии; 3 - масса Земли
Как видно из приведенных расчетов, в катархее Землю сковывал умеренный мороз со средними температурами около -6°С. В самом раннем архее началась дегазация мантии, и средняя температура на уровне океана стала быстро повышаться. Однако в связи с малой массой охваченной конвекцией мантии в раннем архее (рис. 11) ее дегазация тогда оставалась еще сравнительно умеренной. Поэтому давление земной атмосферы в раннем архее не превышало 2.5 атм (рис. 9), а средние температуры не поднимались выше 30°С (рис. 10), хотя, учитывая зональность земного климата, на экваторе и могло быть заметно теплее. В позднем архее существенно расширился пояс тектонической активности и увеличилась масса конвектирующей мантии (рис. 11). К тому же в позднем архее начался процесс формирования земного ядра, что привело к дополнительному выделению около 5.5-1037 эрг гравитационной энергии. При этом, как уже отмечалось выше, согласно теореме о вириале, половина этой энергии перешла в кинетическую энергию конвективных течений в мантии, что должно было существенно ускорить и ее дегазацию. В результате именно в позднем архее должен был наблюдаться и пик атмосферного давления, превышавший тогда (судя по расчетам) 6 атм, а соответствующий ему пик средней температуры достигал почти 55°С.
В середине архея около 3.4 млрд лет назад уже возник Мировой океан, перекрывший гребни срединно-океанических хребтов. В результате заметно усилилась гидратация базальтовой океанической коры, а скорость роста парциального давления С02 в позднеархейской атмосфере несколько снизилась. Однако наиболее радикальное падение давления углекислого газа произошло только на рубеже архея и протерозоя после выделения земного ядра и связанного с этим резкого уменьшения тектонической активности Земли. Благодаря этому в раннем протерозое столь же резко сократились выплавки океанических базальтов. Базальтовый слой океанической коры стал заметно тоньше, чем он был в архее, и под ним впервые сформировался серпентинитовый слой - главный и постоянно обновляемый резервуар связанной воды на Земле (рис. 4).
В серпентинитах содержится до 12 % связанной воды, поэтому процесс насыщения этого слоя водой продолжался достаточно долго, по нашим расчетам, приблизительно 300 млн лет, и закончился только около 2.2 млрд лет назад, после чего поверхность океана вновь перекрыла гребни срединно-океанических хребтов и стала подниматься над ними (рис. 8).
При избытке углекислого газа в атмосфере и гидросфере гидратация ультраосновных пород в рифтовых зонах развивается по реакции (8), причем на каждые 4 молекулы воды, попадающей в серпентиниты, возникает 2 молекулы карбоната, в которых связывается углекислый газ атмосферы. Именно по этой причине около 2.5 млрд лет назад (т.е. к началу развития Гуронского оледенения) парциальное давление углекислого газа в раннепротерозойской атмосфере быстро упало (примерно в 10 000 раз за 100 млн лет) до равновесного уровня, приблизительно равного 0.5 мбар. В результате воды океана остыли и стали нейтральными с РИ « 7.5-8.
Этому же времени соответствует начало массовых отложений доломитов. Общее же давление атмосферы снизилось с 6.5 атм в самом конце архея до 1.1 атм в раннем протерозое (рис. 9). При этом весь процесс удаления С02 из атмосферы на рубеже архея и протерозоя, по-видимому, занял не более 100-150 млн лет. В результате состав раннепротерозойской атмосферы стал азотным (лишь с небольшой добавкой аргона около 9.6 мбар). Естественной реакцией на резкое снижение атмосферного давления в раннем протерозое стало столь же резкое похолодание климата: средние температуры на рубеже архея и протерозоя довольно резко снизились с 55°С до приблизительно 6°С.
Поэтому, в противоположность архею, климат раннего протерозоя был весьма прохладным, если не сказать холодным. В результате около 2.5-2.4 млрд лет тому назад большинство континентальных щитов оказалось скованным покровным оледенением (Чумаков, 1978). При этом, как уже отмечалось, на рубеже архея и раннего протерозоя впервые в истории Земли возник единый суперконтинент (Хаин, Божко, 1988; Сорохтин, Ушаков, 1998; 1993), названный Моногеей. Вероятнее всего, Моногея возникла на экваторе и, тем не менее, она подверглась грандиозному оледенению, с поперечником около 7000 км (рис. 12), что действительно говорит об очень холодном климате раннего протерозоя. Оледенению Моногеи, правда, способствовало также высокое стояние континентов того времени (см. ниже).
После связывания в карбонатах почти всего углекислого газа архейской атмосферы в дальнейшем его парциальное давление в атмосфере протерозоя и фанерозоя уже регулировалось только средними температурами океанических вод и законом Генри. В эпохи оледенений, как и сейчас, оно снижалось до 0.40.5 мбар, а в эпохи межледниковья и особенно в теплом мезозое, наоборот, оно повышалось до 0.7-1 мбар.
Попутно отметим, что небольшой максимум температуры в мезозое и кайнозое был вызван обильной генерацией кислорода цветковыми растениями, компенсировавшей снижение парциального давления азота за счет его связывания в осадочных толщах Земли (Сорохтин, Ушаков, 1998). Последний же всплеск атмосферного давления и температуры, который еще должен произойти приблизительно через 600 млн лет в будущем, связан с поступлением в атмосферу эндогенного кислорода, освобождающегося в мантии при образовании "ядерного" вещества после полного окисления мантийного железа (Сорохтин, Ушаков, 1991; 1993):
2Fe3O4 ^ 3Fe-FeO + 5O. (26)
Полное отсутствие в архее ледниковых отложений - тиллитов (Чумаков, 1978), несмотря даже на высокое стояние континентов, еще раз свидетельствует о жарком климате этой эпохи. Исключение могут составлять лишь самые ранние отложения архея с возрастом 3.9-3.8 млрд лет, т.е. того времени, когда земная атмосфера еще не была достаточно плотной для возникновения существенного парникового эффекта. Но воды в те далекие времена было еще очень мало, поэтому и оледенения тогда не могли быть мощными, а их следы - заметными. Кроме того, очень высока вероятность того, что и такие слабые следы бывших оледенений были полностью уничтожены последующей денудацией поверхности зародышей древних щитов.
В противоположность архею, ранний протерозой характеризовался прохладным климатом. Судя по геологическим данным, в эту эпоху получили широкое распространение ледниковые отложения -тиллиты и тиллоиды (Чумаков, 1978), а теоретические расчеты показывают, что тогда средняя поверхностная температура Земли была приблизительно равна 6°С (Сорохтин, 1996) (напомним, что современная средняя температура поверхности Земли близка к 15°С). Результатом такого резкого похолодания климата было возникновение первого в истории Земли обширного покровного оледенения, проявившегося практически на всех континентальных щитах того времени (Чумаков, 1978).
В ряде работ высказываются предположения и приводятся геологические обоснования того, что в это время на Земле существовал единый суперконтинент, названный Пангеей-0 (Хаин, Божко, 1988) или Моногеей (Сорохтин, Ушаков, 1998; 1993). Если это так, то оледенение раннего протерозоя было общеконтинентальным. Возникновение в раннем протерозое первого в истории Земли суперконтинента, вероятнее всего, было связано с катастрофическим процессом выделения земного ядра в самом конце архея. Процесс этот должен был привести к возбуждению в мантии того времени интенсивных конвективных движений мантийного вещества и центростремительному дрейфу всех архейских континентов к центру нисходящего потока, возникшего над местом стекания тяжелых расплавов железа и его оксидов в земное ядро. Произошедшие в результате такого дрейфа столкновения континентов и привели к образованию Моногеи (Сорохтин, Ушаков, 1991). Косвенным подтверждением этой модели могут служить палеомагнитные данные, свидетельствующие о возникновении дипольного магнитного поля именно на рубеже архея и протерозоя около 2.6 млрд лет назад (Hale, 1987), а также факт резкого изменения характера развития всех тектонических процессов после архея (Сорохтин, Ушаков, 1998; 1991; 1993).
Обилие находок тиллитов и тиллоидов раннепротерозойского возраста, сводка которых приведена в работе (Чумаков, 1978), позволило построить предположительную реконструкцию Моногеи (рис. 12). При построении этой реконструкции использовались критерии унаследованности дрейфа континентов и компактного расположения подвергшихся оледенению архейских щитов (Сорохтин, Ушаков, 1993). Как видно из реконструкции Моногеи, масштабы раннепротерозойского оледенения действительно представляются грандиозными: в поперечнике оно простиралось по меньшей мере на 7000 км. Именно это обстоятельство заставило авторов работы (Сорохтин, Ушаков, 1993) поместить рассматриваемый суперконтинент на полюсе Земли.
Рис. 12. Реконструкция суперконтинента Моногея, существовавшего около 2.62.4 млрд лет назад, по (Доусон, 1983), но помещенная на экваторе Земли, в проекции Ламберта; белым пространством в пределах континентальных массивов отмечены области распространения покровных ледников; крестиками показаны находки раннепротерозойских тиллитов и тиллоидов ледникового происхождения. Древние платформы: Ав - Австралийская; Ан - Антарктическая; Аф - Африканская; ЗАф - Западно-африканская; Ев -Европейская (Русская платформа); Ин -Индийская; К - Китайская; САм -Североамериканская; ЮАм -
Южноамериканская
Однако из механики вращения Земли с асимметричным расположением на ее поверхности континентов следует вывод, что устойчивым ее вращение оказывается лишь в том случае, когда центр тяжести континентов оказывается в экваториальной плоскости Земли (Монин, 1972). Следовательно, и центр тяжести первого в истории Земли суперконтинента, т.е. он сам, также должен был бы располагаться на экваторе. Как же в таком случае объяснить возникновение покровного оледенения на поверхности Моногеи, расположенной в экваториально-тропической зоне, даже с учетом в среднем прохладного климата раннего протерозоя? Единственным правдоподобным объяснением может служить только предположение о высокогорной природе такого оледенения. ДА
3. Высота стояния континентов и природа Гуронского оледенения
Средняя высота стояния континентов над поверхностью Мирового океана АН по условию изостазии определяется равновесным положением континентальных литосферных плит, погруженных в горячую мантию, перекрытую сверху слоем океанической воды (рис. 13). Уровень стояния поверхности свободной мантии следует определять по среднему уровню расположения океанических рифтовых зон на гребнях средииио-океаиических хребтов, поскольку именно иод такими зонами горячая мантия свободно выходит на поверхность Земли. В этом случае
АН = [Нкк (рт - ркк) - Н (р1 - рт) - кок (рт - рм,)] / рт , (27)
где Нкк и Н - мощности континентальной коры и подкоровой литосферы; Нок — толщина слоя океанической воды, перекрывающей гребни средиино-океаиических хребтов; рт, р, ркк и рм, - соответственно, средние плотности горячей мантии, подкоровой литосферы, континентальной коры и морской воды.
Средняя мощность континентальной коры обычно принимается Н^ = 40 км. Есть основания полагать, что такой же мощностью обладала и архейская кора, во всяком случае, начиная с позднего архея (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Среднюю мощность современной подкоровой континентальной литосферы можно принять приблизительно равной Н = 200 км (Сорохтин и др., 1996; Сорохтин, Сорохтин, 1997), средняя глубина океанических рифтовых зон иод уровнем моря в настоящее время приблизительно равна Нок = 2.0 км, средняя плотность континентальной коры рж = 2.8 г/см, плотность морской воды 1 г/см . В выражении (27) наименее определенным является соотношение между средней плотностью горячей мантии рт, и подкоровой литосферы р. Однако его можно уточнить, задавшись средней высотой стояния современных континентов (с учетом шельфовых зон) над уровнем моря АН « 0.6 км. В этом случае при р1 = 3.3 г/см3 по выражению (27) находим, что рт = 3.24 г/см3.
Судя по современной теории формирования алмазоносных кимберлитов (Сорохтин и др., 1996), а также по определениям возрастов и глубин образования алмазов, перидотитовых и эклогитовых ксенолитов в кимберлитах (Доусон, 1983), можно заключить, что во время образования алмазоносных пород около 2-109 лет назад мощность континентальной подкоровой литосферы иод архейскими щитами, как и сейчас, уже достигала 200 км. С тех пор толщина этих плит менялась мало, вероятно, благодаря тому, что глубина фазового перехода от жесткой литосферы к эффективно вязкой (коивектирующей) мантии в основном определяется критическим давлением, разрушающим (без плавления субстрата) межгранулярные связи в мантийном веществе (Сорохтин, Сорохтин, 1997). С другой стороны, наши расчеты показывают, что в архее, за счет перегрева верхней мантии и высоких значений глубинных тепловых потоков, мощность подкоровой литосферы не превышала 40 км. Построенная на основании этих работ модель эволюции строения континентальной литосферы приведена на рис. 14.
С изменением температуры должна была меняться и плотность горячей (коивектирующей) мантии. В первом приближении можно принять наиболее простой, но близкий к реальному закон изменения плотности Ар мантийного вещества за счет его разогрева и частичного плавления (особенно в архее):
\ \ Континентальная кора РкЬ Нкк
О \
Горячая мантия Ри
Подкоровая литосфера р„; н,
Рис. 13. Модель расчета средней высоты стояния континентов над поверхностью океана
-250-
-3 -2 -1 Время, млрд. лет
Рис. 14. Эволюция строения континентальных литосферных плит: 1 - средняя высота стояния континентов над уровнем океана; 2 - нижняя граница континентальной коры (граница
Мохоровичича): 3 - положение подошвы континентальной литосферы (после 2 млрд лет назад эта граница отвечает эндотермическому фазовому переходу от жесткого к пластичному состоянию мантийного вещества)
Рис. 15. Эволюция средней высоты стояния континентов над уровнем океана (2) и положения изотермы Т = 0°С в тропосфере Земли над экватором (1). Как видно из сопоставления кривых, в раннем протерозое около 2.5-2.2 млрд лет назад уровень снеговой линии на экваторе опускался ниже средней высоты стояния континентов, откуда следует, что раннепротерозойское покровное оледенение суперконтинента Моногея (Гуронское оледенение) вполне могло развиваться на экваторе
Ар/pm~ ATm i T, (28)
где ATm = Tm - Ts; Tm и Ts, соответственно, приведенная к поверхности температура верхней мантии и температура солидуса мантийного вещества: Ts = 1060°С.
Кривая эволюционных изменений положения поверхности Мирового океана по отношению к среднему уровню стояния срединно-океанических хребтов приведена на рис. 8. Здесь же уровень океана принят за начало отсчета (нулевой уровень), а рассчитанная по выражениям (27) и (28) средняя высота стояния континентов над поверхностью океана показана на рис. 15 (кривая 2).
Как видно из графиков, древние континенты в архее, действительно, стояли исключительно высоко, возвышаясь над уровнем океана приблизительно на 6 км. Но уже в самом конце архея, около 2.6-109 лет назад, и, особенно, в раннем протерозое, в связи с начавшимся тогда благодаря остыванию мантии формированием под континентальными блоками мощных и плотных литосферных плит (рис. 14), средняя высота континентов стала сравнительно быстро снижаться приблизительно от 6 до 2 км около 2 млрд лет назад.
Общее высокое стояние континентов в архее и раннем протерозое должно было приводить к интенсификации процессов денудации древних щитов и к накоплениям у их подножий гигантских призм грубообломочных материалов. Большинство из таких образований, по-видимому, было уничтожено (переплавлено и метаморфизировано) в процессе наиболее грандиозного кеноранского диастрофизма, породившего суперконтинент Моногею. Но часть из них сохранилась, например, мощные отложения граувакк-аргиллит-турбидитных толщ в архейских зеленокаменных поясах формаций Свазиленда, Пилбары, блока Иилгарн, провинций Слейв и Сьюпириор и др. (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Осадконакопление грубообломочных фаций раннепротерозойского типа началось еще в самом конце архея, ярким примером чему может служить формация Витватерсранд в Южной Африке. В Канаде мощные (до 12 км) раннепротерозойские терригенные отложения в гуронской формации накапливались, начиная с 2.5 до 2.32.1 млрд лет назад. Аналогичные терригенные отложения, связанные с высоким стоянием континентов в раннем протерозое, известны и на многих других древних щитах (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).
В среднем и позднем протерозое (рифее) снижение среднего уровня стояния континентов над поверхностью океана происходило в основном благодаря накоплению воды в океанических впадинах, т.е. за счет повышения уровня самого океана. В фанерозое наметился новый этап относительного возвышения континентов над океаном, что должно продлиться и в будущем. Но связано это теперь уже с общим ослаблением тектонической активности Земли и, как следствие этого, с углублением океанических впадин, что приводит к понижению уровня океана (Сорохтин, Ушаков, 1991). Отметим попутно, что здесь рассматриваются только эволюционные изменения уровней стояния континентов и океанов, на которые в реальных условиях накладываются тектонические и гляциоэвстатические колебания уровня океанов, приводящие к трансгрессиям и регрессиям моря на континенты (Сорохтин, Ушаков, 1991), на рис. 15 эти колебания не показаны.
На основе разработанной модели эволюции земной атмосферы (рис. 9), и адиабатической теории парникового эффекта нами были рассчитаны средние температуры земной поверхности для всей истории развития Земли (рис. 10). Используя результаты этих теоретических расчетов и задаваясь средним градиентом температуры в земной тропосфере (приблизительно 6.5 К/км), легко определить для каждого момента времени из жизни Земли положение изотермы Т = 0°С в тропосфере, т.е. найти среднюю высоту расположения снеговой линии на экваторе. Учитывая далее наблюдаемую в настоящее время зависимость высоты стояния этого уровня от широты местности (Долгушин, Осипова, 1989), можно приближенно определить и высоту расположения снеговой линии на экваторе в течение всей жизни Земли (кривая 1 на рис. 15).
В архее атмосфера была существенно углекислотной с давлением около 5.5 атм, чем и объясняется жаркий и малоконтрастный климат той эпохи. Поэтому изотерма Т = 0°С в архейской тропосфере в среднем располагалась на высотах до 15-18 км и даже на полюсах, по-видимому, не опускалась ниже 7-8 км, т.е. всегда была значительно выше среднего уровня стояния континентов того времени. Именно по этой причине в архее (кроме самого начала этой эпохи) не могло возникать и не возникало оледенений любых форм.
В противоположность этому, в раннем протерозое температурные уровни Т = 0°С (средний по Земле и экваториальный) опускались ниже высоты стояния континентов того времени. В связи с возникновением в раннем протерозое единого суперокеана Моноталассы и расположением Моногеи на экваторе есть основания предполагать, что климат тогда был менее контрастным, чем сейчас. В этом случае реальная изотерма Т = 0°С должна располагаться несколько ниже кривой 1 на рис. 15. Однако в любом варианте получается, что в раннем протерозое покровные континентальные оледенения неизбежно должны были возникать независимо от широтного положения континентов, в том числе и на экваторе. Поэтому, несмотря на экваториальное расположение Моногеи, раннепротерозойское (Гуронское) оледенение должно было проявиться практически одновременно на большой территории этого суперконтинента, особенно в центральных районах, наиболее удаленных от океана с его смягчающим воздействием на континентальный климат, как это и показано на рис. 12. Причем начало оледенения должно было быть очень резким и одновременно возникнуть на большинстве архейских щитов в интервале возрастов от 2.5 до 2.4 млрд лет назад. К моменту окончания оледенения уже начался раскол Моногеи и часть из обособившихся материков могла к этому времени переместиться в умеренные и высокие широты. Поэтому окончание Гуронского оледенения на разных щитах было не одновременным, а растянулось от 2.3 до 2.2 и даже до 2.1 млрд лет назад (Чумаков, 1978).
Все остальные оледенения Земли в позднем рифее, венде, палеозое и позднем кайнозое могли происходить и происходили только на континентах, расположенных в высоких широтах, на которых изотерма Т = 0°С опускалась ниже уровня стояния самого континента.
Литература
Bachall J.N. Standard solar models and the uncertainties in predicted capture rates of solar neutrinos. Rev. Mod. Phys, v.54, p.767, 1982.
Hale C.J. Palaeomagnetic data suggest link between the Archaean-Proterozoic boundary and inner-core
nucleation. Nature, v.329, N 6136, p.233-236, 1987. Knauth L.P. and Lovwe D.R. Oxygen isotopic composition of cherts from the Onverwacht Group (3.4 b. yrs), South Africa, with implications for secular variations. The isotopic composition of cherts, Geol. Society of America, Abstracts 10, p.436-438, 1978. Perry E.C., Jr. and Tan F.C. Significance of oxygen and carbon isotope variations in early Precambrian cherts
and carbonate rocks of South Africa. Geol. Society of America Bulletin, v.83, p.647-664, 1972. Perry E.C., Jr., Ahmad S.N. and Swulius T.M. The oxygen isotope composition of 3.800 m.y. old metamorphosed chert and iron formation from Isukasia, West Greenland. J. Geol., v.86, p.223-239, 1978. Sorokhtin O.G., Ushakov S.A. and Sorokhtin N.O. Possible nature of unique metallogenetic epoch of the
early proterozoic. Izvestiya Earth sciences of natural sciences. Issue 4, Moscow, Russia, p.63-73, 2000. Veizer J. and Hoefs J. The nature of O18/O16 and C13/C12 secular trends in sedimentary carbonate rocks.
Geochim. et Cosmochim. Acta, v.40, p.1387-1395, 1976. Билибина T.B., Кратц K.O., Лаверов Н.П. Металлогения докембрия и металлогенические эпохи.
Проблемы металлогении докембрия. Л., Наука, с.3-29, 1978. Быховер Н.А. Распределение мировых ресурсов минерального сырья по эпохам рудообразования. М., Недра, 576 е., 1984.
Виноградов А.П. Газовый режим Земли. В кн.: Химия земной коры. М., Наука, т.2, с.5-21, 1964. Войткевич Г.В., Лебедько Г.И. Полезные ископаемые и металлогения докембрия. М., Недра, 231 е., 1975. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Ледники. М., Мысль, 447 е., 1989. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М., Мир, 300 е., 1983. Монин А.С. Вращение Земли и климат. Л., Гидрометеоиздат, 112 е., 1972.
Монин А.С., Сорохтин О.Г. Эволюция Океанов и геохимия континентов. В кн.: Палеоокеанология. 27-й
МГК, т.К.03, М., Наука, с.22-35, 1984. Мэйсон Б., Мелсон У. Лунные породы. М., Мир, 165 е., 1973.
Наумов Г.Б., Рыженко Б.Н., Ходаковский И.Л. Справочник термодинамических величин (для
геологов). М., Атомиздат, 240 е., 1971. Рингвуд А.Е. Происхождение Земли и Луны. М., Недра, 293 е., 1982.
Смит Х.С., О'Нил Дж.Р., Эрлинк А.Дж. Изотопный состав кислорода минералов и горных пород и характер химического изменения подушечных лав зеленокаменного пояса Барбертон, Южная Африка. Геохимия архея. М., Мир, с.147-172, 1987.
Соколов Ю.М., Кратц К.О. Металлогенические импульсы эндогенной активизации земной коры в докембрии. Металлогения раннего докембрия СССР. Л., Наука, с.4-14, 1984.
Сорохтин Н.О., Сорохтин О.Г. Высота стояния континентов и возможная природа раннепротерозойского оледенения. Докл. РАН, т.354, № 2, с.234-237, 1997.
Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М. Иаука, 1974, 183 с.
Сорохтин О.Г., Митрофанов Ф.П., Сорохтин Н.О. Происхождение алмазов и перспективы алмазоносности восточной части Балтийского щита. Апатиты, изд-во КНЦРАН, 146 е., 1996.
Сорохтин О.Г., Старостин В.И., Сорохтин Н.О. Эволюция Земли и происхождение полезных ископаемых. Изв. Секции наук о Земле, вып.6, с.5-25, 2001.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М., изд. МГУ, 446 е., 1991.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Природа парникового эффекта. Электронный научно-информационный журнал "Вестник ОГГГГНРАН", № 1(3), с. 83-100, 1998.
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли. Итоги науки и техники. Сер. Физика Земли, 292 е., 1993.
Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М., Госгеолтехиздат, 535 е., 1963.
Тейлор С.Р., Мак-Леннон С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М, Мир, 384 е., 1988.
Тугаринов А.И., Войткевич Г.В. Докембрийская геохронология материков. М, Недра, 431 е., 1970.
Фолинсби Р.Э. Докембрийские металлогенические эпохи - атмосферные или центросферные. Очерки современной геохимии и аналитической химии. М, Наука, с.253-268, 1972.
Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника, докембрий. М., Недра, 382 е., 1988.
Холленд X. Химическая эволюция океанов и атмосферы. М, Мир, 551 е., 1989.
Чумаков Н.М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды. М, Наука, 202 е., 1978.
Шопф Т. Палеоокеанология. М, Мир, 311 е., 1982.
