|
планету или же ее большую часть. Однако никаких признаков такого события мы не
находим. По гетерогенной модели аккумуляции Земли этого не происходило.
Стекание железосернистых масс, охватившее лишь нижние горизонты мантии, привело
к сравнительно небольшому выделению общего тепла. В отношении оценки времени
не будет большой ошибкой допустить, что образование современного ядра Земли
(внешнего железосернистого) произошло в интервале 4,6-4 млрд. лет назад.
Таким образом, по предложенной модели основная масса ядра образовалась в
период формирования Земли за счет аккумуляции металлических частиц, а
последующее выплавление железосернистых масс в нижних частях первичной мантии
завершило формирование всего ядра Земли в целом.
3.2. Дифференциация мантии и образование коры, гидросферы и атмосферы.
В свете современных геохимических и космохимических данных дифференциация
первичной мантии имела двухстороннюю направленность. С одной стороны,
происходило выплавление наиболее легкоплавких, но тяжелых
компонентов—железосернистых масс с опусканием их к центру ввиду высокой
плотности и низкой вязкости, что привело к формированию внешнего ядра. С
другой стороны, выплавлялись менее легкоплавкие, но обогащенные летучими
силикатные фракции, что привело к образованию базальтовой магмы и
впоследствии к формированию базальтовой коры океанического типа. Если первый
(первый также и в хронологическом отношении) процесс приводил к извлечению
из первичной мантии преимущественно сидерофильных и халькофильных химических
элементов и их сосредоточению в центральном ядре, то второй—к центробежной
миграции преимущественно литофильных и атмофильных элементов.
Однако геохимические свойства элементов в зависимости от конкретных физико-
химических условий могут меняться. О степени химической дифференциации
мантии в какой-то мере можно судить, сравнивая относительную
распространенность некоторых элементов верхней мантии и различного типа
хондритов. Так, например, отношение Ni: Fe в современной мантии составляет
около 0,03, т. е. оно значительно ниже, чем в хондритовых метеоритах, но
выше, чем в метеоритных силикатах. Это можно объяснить тем, что на ранней
стадии развития Земли большая часть никеля была удалена из мантии путем
сегрегации сульфида и металла в ядро. Сравнение относительного
распространения шести типичных литофильных элементов верхней мантии Земли с
их метеоритным распространением, согласно расчетам Р. Хатчисона, представлено
в табл. 1.
Из табл. 1 видно, что фракционирование литофильных элементов в мантии Земли
отличается от такого в хондритовых метеоритах. Наблюдается общая тенденция
убывания концентрации первых пяти элементов от углистых хондритов до
энстатитовых. Верхняя мантия Земли обогащена Al, Mg и Са и обеднена Ti и Сr
относительно углистых хондритов. Обеднение верхней мантии Ti и Сr можно
объяснить их удалением в былые времена в ядро в виде сульфидов. В связи с
этим следует отметить, что в сильно восстановленных энстатитовых хондритах
весь Сr находится в добреелите, а 75% Ti—в троилите.[7]
Таблица 1.
Фракционирование литофильных элементов относительно углистых хондритов
| Элемент | Верхняя мантия свободная от | Современная верхняя мантия | Хондриты | | углистые | обычные | энстатитовые | | Si | 1,00 | 1,00 | 1,00 | 1,06 | 1,00 | | Ti | 0,46 | 0,65 | 1,00 | 0,74 | 0,55 | | Al | 1,06 | 1,05 | 1,00 | 0,71 | 0,55 | | Сг | 0,47 | 0,58 | 1,00 | 0,82 | 0,77 | | Mg | 1,29 | 1,23 | 1,00 | 0,90 | 0,74 | | Са | 1,13 | 1,10 | 1,00 | 0,67 | 0,53 |
Условия верхней мантии были не такими восстановительными, как это имело
место в случае формирования энстатитовых хондритов, поэтому более высокое
содержание Ti и Сг находилось в окислах, что, естественно, связано с формой
нахождения Fe в верхней мантии. Известно, что Fe в энстатитовых хондритах не
окислено и в их металлической фазе присутствует Si.
Из изложенного вытекает очень малая вероятность того, чтобы легким элементом
в ядре Земли был Si, как это допускается некоторыми исследователями.
Удаление свыше половины Ti и Сг и значительной доли Ni из верхней мантии в
ядро, вероятно, имело место во время ранней дифференциации земного шара.
Распространенность главных литофильных элементов в верхней мантии сходна с
моделью формирования Земли, в которой аккумуляция началась с ядра, где
сконцентрировался металл, а затем оседал материал, близкий по составу к
обычным и углистым хондритам, несколько обогащенным железом. Затем
парциальное плавление вызвало определенную потерю сидерофильных и
халькофильных (и некоторых литофильных) элементов в первичной силикатной
мантии и поступление их в ядро.
Парциальное плавление силикатного материала мантии, обогащенного летучими,
происходило в пределах верхних горизонтов первичной мантии. Оно началось
позже плавления сульфидного эвтектического материала (сульфид + металл).
Поскольку увеличение давления препятствовало плавлению силикатного
материала на больших глубинах значительно в большей мере, чем плавлению
металлических и сульфидных веществ, то оптимальные условия для плавления
силикатных веществ существовали на определенных критических глубинах. Как
вытекает из расчетов Ф. Берча для хондритовой модели Земли, плавление могло
происходить в интервале глубин 100—600 км. Возможное присутствие летучих
несколько уменьшало эти глубины. В связи с этим следует отметить, что
плавление началось в пределах того слоя первичной верхней мантии, в котором в
процессе аккумуляции появился материал, близкий к углистым хондритам (С1),
т.е. Земля приобрела гидратированные силикаты, летучие компоненты и первые
органические соединения в виде сложных углеводородов, аминокислот и др.
В легкоплавких силикатных фракциях материала первичной, мантии накапливались
наиболее типичные литофильные элементы, поступившие вместе с газами и парами
воды на поверхность первичной Земли. Большая часть силикатов, преимущественно
железомагнезиальных, при относительном завершении планетарной дифференциации
образовала мощную мантию планеты, а продукты ее выплавления дали начало
развитию алюмосиликатной коры, первичных океана и атмосферы, насыщенной СОз.
Процесс плавления мантии, определивший центробежную миграцию расплавов и
растворов, был гетерогенным. Он отмечается изотопным составом элементов из
пород мантийного происхождения. Обнаружено, что в мантии сохраняются участки с
разным соотношением стабильных изотопов, что было бы невозможным при общем
плавлении и гомогенизации мантии большого масштаба. Данные измерений
изотопного состава углерода из образцов мантийного происхождения привели Э.
Галимова к выводу о существовании двух направлений изотопных измерений
углерода. Углерод в мантии находится в двух различных формах, или фазах.
Изотопный состав углерода этих фаз различен, как и различна химическая форма
нахождения, подобно тому, что обнаружено в метеоритах. Так, углерод,
рассеянный в каменных метеоритах, более обогащен легким изотопом (12
С), в то время как углерод, находящийся в графите и органическом веществе, более
тяжелый (13С). При образовании Земли эти две формы углерода были
унаследованы планетой на последних стадиях ее аккумуляции.
Э. Галимов отмечает, что изотопный состав не только углерода, но и некоторых
других элементов земной коры обнаруживает поразительное сходство с изотопным
составом тех же элементов углистых хондритов при весьма отдаленном сходстве с
другими каменными метеоритами. Эти данные, во-первых, подтверждают
гетерогенную аккумуляцию и тот факт, что в завершающих ее этапах участвовало
вещество, аналогичное составу углистых хондритов. Во-вторых, образование зон
и очагов плавления в мантии было таким, что оно не смогло гомогенизировать
изотопный состав ряда химических элементов.
Дополнительные свидетельства в пользу гетерогенной аккумуляции мантии и ее
последующей гетерогенной дифференциации мы находим в данных по изотопному
составу Sr и РЬ в вулканических породах, материал которых возник на разных
горизонтах в самой мантии. Для исследования ранних процессов дифференциации
мантии мы можем использовать изотопные пары: 238U--206
Pb, 87Rb—87Sr, поскольку все четыре элемента геохимически
ведут себя по-разному в обстановке парциального плавления материала мантии. В
ряду элементов летучесть возрастает в такой последовательности: U,
Sr<Rb<Pb. Отсюда в паре U—Pb мы имеем тугоплавкий родоначальный элемент и
летучий дочерний. Для пары Rb—Sr имеет место обратное соотношение. В процессе
гетерогенной аккумуляции первичной мантии в ее глубоких горизонтах
содержалось повышенное количество U и Sr, но она была обеднена РЬ и Rb.
Первичная мантия, сложенная в верхних горизонтах материалом, близким к углистым
хондритам С1, была относительно обогащена РЬ и Rb и обеднена U и Sr. Поэтому в
породах, впоследствии возникших на разных глубинах мантии, должна наблюдаться
антикорреляция между изотопными отношениями 204Рb : 204
Rb и 87Sr : 86Sr. Возможность такой антикорреляции
недавно отметил Р. Хатчисон. Так, высокое значение отношения 204Рb
: 204Rb и низкое 87Sr : 86Sr. отмечено
для вулканических пород Канарских островов, островов Вознесения и базальтов.
о. Св. Елены. Обратное соотношение антикорреляции (низкое отношение 204
Рb : 204Rb и высокое 87Sr : 86Sr.)
характерно для вулканических пород островов Тристан-да-Кунья и др. Эти
примеры, по-видимому, указывают на неполное смешивание материала мантии, а
лавы с островов Тристан-да-Кунья возникли из мантии, обогащенной С1
компонентом, в то время как источник других вулканических образований был
обеднен этим компонентом.
Для юных лав Исландии разных этапов извержения изотопные измерения обнаружили
антикорреляцию, возрастающую в ходе времени: увеличение отношения204
Рb : 204Rb сопровождается уменьшением отношения 87Sr
: 86Sr. Это можно рассматривать как результат того, что лавы могут
возникать от прогрессивно углубляющегося источника, в котором содержание С1
компонента медленно уменьшается с глубиной. Таким образом, изотопные отношения
РЬ и Sr в вулканических породах как продуктах выплавления мантийного материала
определенно указывают на гетерогенность мантии; что является отдаленным
отражением ее гетерогенной аккумуляции в начале образования нашей планеты. Для
более полного обоснования этих представлений необходимы дополнительные
измерения изотопного состава РЬ и Sr из многочисленных вулканогенных пород,
включая наиболее древних представителей из земной коры разных структурных
типов.
Основываясь на данных об изотопных отношениях РЬ и Sr в вулканических
породах, Р. Хатчисон предложил модель формирования первичной мантии как
результат двухстадийного процесса. На первой стадии материал обычных
хондритов образовал Землю, что сопровождалось нагревом, парциальным
плавлением, и в конце концов верхняя часть примитивной Земли существенно
лишилась натрия и других более летучих элементов. Вторая стадия
ознаменовалась периодом длительного охлаждения, когда материал типа С1
добавился к тугоплавкой примитивной верхней мантии.
В результате плавления и дегазации верхней мантии на поверхность Земли могли
поступать в основном три фракции мантийного материала: базальтовая магма, а
также растворенные в ней вода и газы. Каждое излияние базальтов сопровождалось
выносом определенного количества воды, поскольку в самой базальтовой
(габброидной) магме могло содержаться до 7 вес. % растворенной воды. А. П.
Виноградов высказал мысль о взаимосвязи между количеством излившихся базальтов
и поступившей на поверхность Земли ювенильной воды. На поверхность первичной
планеты поступали Н2О, С02, СО, СН4, S, NaS, Н
3ВО3, НС1, HP, a также Не, Ne, Ar, Кг, Хе. Эти газы составляли
первичную атмосферу Земли, хотя их количественные соотношения вряд ли удастся
выяснить достаточно точно. Однако на первом месте стояли Н2О и СО
2. Если температура поверхности молодой планеты превышала 370 К, то
основная часть атмосферы состояла из паров воды и углекислого газа. Но такая
горячая атмосфера вряд ли могла существовать долгое время в связи с явлениями
конвекции и быстрым охлаждением поверхности самой Земли.
Гидросфера, включающая Мировой океан, возникла из паров мантийного материала,
и первые порции конденсированной воды на Земле были кислыми. Они представляли
собой раствор с присутствием анионов F, C1, Вг, I, которые и сейчас
характерны для морской воды. Отсюда неизбежно следует, что первые ювенильные
воды поверхности Земли были минерализованными, а пресные воды появились
позже в результате испарения с поверхности первичных океанов, что было
процессом естественной дистилляции. Выпадение атмосферных осадков на
поверхность суши могло привести к образованию в пониженных участках рельефа
первых пресноводных водоемов. В первичном океане сульфаты присутствовали в
ничтожных количествах, так как было очень мало свободного кислорода для
окисления HgS и образования сульфатов.
Первичная атмосфера Земли была восстановительной и в ней не было свободного
кислорода. Только незначительные его количества формировались от воздействия
солнечной радиации на молекулы водяных паров и углекислоты, которые
разлагались путём фотодиссоциации.[8]
Нам сейчас трудно восстановить химический облик первичной атмосферы Земли.
Возможно, значительные количества водорода и гелия диссипировали в
космическое пространство, хотя количественную оценку этой потери дать
трудно.
Решающее значение в изменении химического состава первичной атмосферы имело
появление фотосинтезирующих организмов, потребляющих Н2О и СОз из
внешней среды, что вызвало также химические изменения в Мировом океане. Первыми
фотосинтезирующими организмами были, вероятно, синезеленые водоросли или их
предки, возникшие в верхних зонах океана на определенных глубинах. Эти глубины
определялись слоем воды около 10 м, который поглощал ультрафиолетовую радиацию
Солнца, предохраняя организмы от ее губительного действия. Изучение изотопной
истории кислорода в биосфере показало, что свободный кислород как активный
геохимический фактор образовался преимущественно за счет фотосинтетического
разложения Н2О организмами фитопланктона. С появлением свободного
кислорода первичная атмосфера нашей планеты изменилась до неузнаваемости.
Количество свободного кислорода прогрессивно возрастало, активно окисляя
многие вещества окружающей среды. Так, свободный кислород быстро окислил NН
3, СН4, СО, а сернистые газы S и H2S были превращены
в сульфаты океанической воды. Со времени действия процесса фотосинтеза СО
2 быстро потреблялась фитопланктоном, а также связывалась в карбонатных
осадках. Вся дальнейшая деятельность фотосинтезирующих организмов стала
направленной на интенсивное извлечение СОз из атмосферы.
Таким образом, верхние легкие оболочки Земли—атмосфера, гидросфера и отчасти
определенные части коры возникли главным образом за счет дегазации мантии.
Естественно, что дегазания мантии Земли и связанная с ней миграция
литофильных элементов в силикатных расплавах происходила наиболее интенсивно
на наиболее ранних периодах развития Земли, учитывая радиоактивный нагрев и
нагрев от экзотермического эффекта завершения формирования земного ядра. В
последующую геологическую историю дегазация затухала, периодически
возобновлялась в подвижных зонах земной коры и верхней мантии при рождении
вулканов в горных поясах и в виде островных дуг в периоды горообразования.
Дифференциация вещества Земли с начала ее образования имела различную
скорость. Так, завершение формирования внешнего ядра Земли в результате
центростремительной миграции сидерофильных и халькофильных элементов
произошло относительно быстро и в современную эпоху едва ли продолжается в
значительных масштабах. Однако что касается центробежной миграции, то она
имела место во всей истории Земли и продолжается в современную эпоху.
Заключение
Таким образом, мы рассмотрели: системный подход и особенности его применения,
различные типы и виды систем, основы синергетики, понятие самоорганизации,
происхождение жизни на Земле.
Системы, находящиеся вдали от термодинамического равновесия, могут
обмениваться с окружающей средой не только энергией, во я массой вещества.
Такие системы в отличие от замкнутых называются открытыми. Энергия в них
может рассеиваться к необратимым образом переходить в другие виды энергия,
например энергию колебательного или теплового движения «томов. Иногда такие
системы называют диссипативными.
До последнего времени работ, непосредственно относящихся к самоорганизации в
геологических процессах и физических полях Земли, не было. Науки о Земле пока
обходились без методов синергетики. "Да и самой науки "синергетики" физически
пока нет, и трудно сказать, будет ли она существовать"[6], хотя в настоящее
время накоплен уже большой экспериментальный материал по явлениям
самоорганизации в различных областях естествознания. Сложность приложения
идей синергетики для анализа процессов протекания геологических процессов,
заключается в отсутствии единого феноменологического подхода к анализу
формирования и преобразования геологических тел. Многообразный характер
геологических тел, сопряженность одновременно протекающих различных физико-
химических процессов, затрудняют создание корректных моделей, учитывающих
изменение энергетического состояния и баланса масс в системе и ее
подсистемах.
Использованная литература:
1. Данилова «Концепции современного естествознания»
2. Горелов «Концепции современного естествознания»
3. Эткинс П. «Порядок и беспорядок в природе»
М-1987, «Мир»
4. Грушевитская «Концепции современного естествознания»
5. Потеев «Концепции современного естествознания»
Питер-1999
6. «Самоорганизация в природе.» Материалы семинара,
Выпуск 2, Томск-1998.
7. Войткевич Г.В. «Основы теории происхождения Земли» М.-1979, “Недра”.
8. Рингвуд А.Е. «Состав и происхождение Земли». М.-1981, “Наука”.
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6
| 
