Режим гидросферы фанерозоя из оценки ее фотолитической диссипации

Как следует из палеогеографических реконструкций для континентальной суши академика Н. М. Страхова [64] и автора данной монографии — для океанических областей [44] (см. рис. 4, с. 41), первые достаточно обширные мелководные моря возникли на Земле в начале фанерозоя, т. е. около 570-106 млн лет назад. В течение этого времени и до конца мелового периода, по геологическим данным [32], произошло около 30 наиболее крупных платобазальтовых извержений в пределах современной суши общим объемом 30- 106км3. Однако никаких свидетельств о вулканизме в секторах будущих океанов не приводилось. Тем не менее сегодня мы располагаем данными о напряженности вулканизма в секторах будущих океанов для поздней юры и мелового периода. В пределах Тихого океана установлено около 4600 подводных вулканов этого возраста высотой более 1000 м [39], в Атлантическом и Индийском океанах таких вулканов около 2000. Их общая площадь равна 4,0-106 км2, объем (V) составляет 0,6-107 км3. Существуют определенные закономерности в распределении этих подводных вулканов. Большая часть атоллов и гайотов расположена в центральной части Тихоокеанской впадины. В Атлантическом и Индийском океанах юрские и меловые гайоты расположены вдоль материковых окраин. На всей остальной площади указанных океанических областей, как следует из данных бурения «Гломар Челленджер» [83; 84], мезозойские отложения практически отсутствуют. Это можно объяснить тем, что здесь в течение большей части палеозоя и мезозоя происходило формирование астеносферы за счет выносимых сюда из зоны внешнего ядра избытков летучих и тепла [51]. В результате разогрева верхней мантии под большей частью секторов будущих океанов в фанерозое существовала приподнятая суша. Это объясняет особенности палеогеографии конца мезозоя. Большая часть мелководных бассейнов формировалась в пределах будущей континентальной суши. Таким образом, суммарный объем вулканитов, образованных в течение палеозоя и большей части мезозоя, не превышал 3,6-107 км3. Полагая плотность вулканических пород р = 2,7 г/см3, можно определить массу вулканического материала вынесенного на поверхность за последние 500 млн лет (до Kz):

36- 106км3 • 2,7 г/см3 • 1015см3~10- 1022 г. (III. 14)

Отсюда определим количество вулканического материала, выносимого на поверхность в год:

10- 1022 г/500 - 106лет = 0,2- 1015 г/год. (III. 15)

Из полученного видно, что напряженность вулканизма в фанерозое была весьма незначительной и составляла всего 0,2 км3/год, т. е. на порядок слабее современного вулканизма. Количество же выносимой при этом воды будет (10%) 2-1013 г/год, или 0,02 км3/год. Этой воды было бы недостаточно даже для образования Балтийского моря.

Оценим глубину морского бассейна, имеющего площадь 100 -106 км2, полагая объем воды в нем равным 107 км3:

107 км3/100 • 106км2 = 0,1 км,

т. е. глубина этого бассейна, имеющего единое зеркало, была бы не более 100 м. Фотолитические (F) потери при этом составят:

F = Fn - S = 2,3 • 107 г/км2 год • 100-106 км2 = 2,3-1015 г/год.

Найденное значение фотолиза позволяет оценить время существования морского бассейна:

t = 1022 г/2,3 • 1015 г/год = 4,34- 106лет.

Следовательно, при современном состоянии Солнца фотолитическая диссипация с площади 100 млн км2 весьма значительна и время существования такого мелководного морского бассейна будет не более 5 млн лет. Однако эти моря существовали на протяжении всего палеозоя и мезозоя, вплоть до начала океанизации.

Найдем величину фотолиза, которая должна была бы быть в это время, чтобы определенная масса воды, вынесенная с вулканизмом, сохранялась не 5 млн лет, а все 400 млн лет, т. е. до кайнозоя:

F = 1022 г/4-108 = 2,5 • 1013 г/год.

Полученное значение показывает, что на большей части фанерозоя фотолиз был значительно меньше наблюдаемого в настоящее время. Поскольку фотолитическая диссипация зависит от двух факторов — площади зеркала испаряемого бассейна и состояния Солнца (температуры его фотосферы), — этот вывод не кажется неожиданным. Во-первых, в реальности морские бассейны фанерозоя, как следует из палеогеографических карт, были разбиты на множество сравнительно небольших по площади мелководных морей, глубина которых была в два и в три раза меньше, чем найденная нами (100 м). Во-вторых, следует вспомнить, что в течение фанерозоя было по меньшей мере четыре длительных этапа оледенения, суммарная продолжительность которых оценивается от 100 до 150 млн лет. Это ордовик-силурийское оледенение (450 млн лет назад), пермско-карбоновое (300 млн лет назад), предполагаемое юрское (200 млн лет назад), и четвертичное оледенение (5 млн лет назад). В эпохи оледенений глобальная температура Земли падала на 6 °C и составляла около 10 °C [85]. Это было обусловлено орбитальным изменением положения Земли, определяемым факторами Миланковича (наклоном оси вращения Земли, эксцентриситетом ее орбиты и прецессией). Такое уменьшение температуры эквивалентно падению температуры фотосферы Солнца до 4000 К. Если полагать, что из 500 млн лет эта температура фотосферы существовала в течение 150 млн лет, а остальные 350 млн лет — она возросла до 6000 К, то отсюда можно определить среднюю температуру фотосферы за фанерозой. Она будет равна 5450 К. Константа фотолиза Fn, соответствующая этой температуре, будет равна 2,25 • 107 г/км2 • год. Площадь морского бассейна можно представить как сумму бассейнов размером порядка 106 км2 каждый. Пусть таких бассенов глубиной 0,1 км будет 100. Это можно записать следущим образом:

100-106 км2 0,1 км= 107 км3.

Определим величину константы Fn фотолиза для этого бассейна, положив площадь одного бассейна 1,1 • 106 км2:

Fn = F/S = 2,5 • 1013 г/год/1,1 • 106 км2 = 2,27 • 107 г/км2 • год.

При таком значении фотолиза со многих десятков небольших морских бассейнов длительность их диссипации будет уже не 5 млн лет, а все 400—500 млн лет:

t = МПгО /F = 1 022г/2,5 • 1013г/год = 400 • 106 лет.

Из приведенного следует, что найденное значение константы фотолиза для большей части фанерозоя полностью регулирует режим гидросферы при существующем состоянии Солнца и площади мелководных морских бассейнов, размеры которых не превышали 106 км2. Вместе с тем нельзя исключать возможность поступления значительных масс воды в палеозое и мезозое не только за счет вулканизма, но также за счет выноса ее по глубинным разломам земной коры в районах приподнятой суши секторов будущих океанов.

Следовательно, сформированная здесь к этому времени астеносфера, содержавшая до 20% НгО, первоначально разгружалась от избытков летучих, тепла и воды не вулканическим путем, а посредством интенсивной дегазации и выноса воды по глубинным разломам. Свидетельство тому — значительное насыщение атмосферы мелового периода вулканическими газами СО2, СО, NH4, и другими, что нашло отражение в формировании огромных масс карбонатных отложений. Таким образом, задолго до наступления позднемелового-кайнозойского глобального вулканизма и последовавшей затем океанизации благодаря мощной дегазации астеносферы были сформированы обширные мелководные морские бассейны мелового периода, определившие крупнейшую трансгрессию в пределах современной суши и в прилегающих окраинах будущих континентов, а также в центральной области Тихого океана (рис. 4, с. 41).

В палеозое и первой половине мезозоя размеры морских бассейнов в пределах континентальной суши (как это следует из палеогеографических построений) не превышали в среднем 35—50 • 106 км2. Становится также понятна причина чередования режимов трансгрессий и регрессий фанерозоя, т.е. расширения и сокращения площади морей. Они регулировались периодическими выбросами больших масс эндогенной воды (вследствие усиления дегазации астеносферы), при которых происходило увеличение площади морских бассейнов (трансгрессия). Регрессии же вызывались не миграцией воды в гипотетический океан, которого еще не существовало, а были следствием продолжительного сокращения таких поступлений глубинной воды и ее фотолитических потерь, в результате чего площадь этих, преимущественно мелководных, морей быстро сокращалась и наступала регрессия. Из приведенных примеров видна эффективная роль фотолитической диссоциации воды, ее безвозвратные потери, которые до сих пор в науках о Земле фактически не учитывались. Считалось, что поступившая однажды на земную поверхность эндогенная вода должна была навечно оставаться неизменной массой, в то время как все вокруг эволюционировало.

Новое уравнение водного баланса

Рассматривая планету как открытую термодинамическую систему, мы должны теперь учитывать глубинные внутрипланетарные поступления воды и ее потери при фотолизе. Поэтому в классическое уравнение водного баланса М. И. Львовича

E=P+R (III.17)

добавились новые статьи: эндогенные (внутрипланетарные) поступления воды Т (от слова «терра»), фотолитические потери F (от слова «фотолиз»), а также уровень моря L (от слова «level»). Новое уравнение водного баланса приняло вид [45; 48]:

P+R+T-E-F=L, (III. 18)

где Е — испарение воды, Р — осадки, R — речной и подземный стоки воды в океан.

Неучет этих факторов искажает реальную картину изменения океанского уровня. При переходе на геологический масштаб времени — тысячи, сотни тысяч и миллионы лет — неучет внутрипланетарных и фотолитических статей баланса воды привел к неверным представлениям о всей эволюции Земли. Достаточно сказать, что при традиционно «безводном» подходе к проблеме эволюции нашей планеты естествознание «просмотрело» важнейшее в геологической истории природное явление — океанизацию Земли, сопровождающуюся спонтанной (т. е. не зависящей от внешних условий) дегидратацией внутриземного вещества, мощным вулканизмом и быстрым погружением земной коры в разуплотненное по мере дегазации и вулканизма пространство астеносферы.

Расчеты массы эндогенной воды, поступившей с вулканизмом (10% от массы вулканического материала), показали, что за 70 • 106 лет океанизации было вынесено всего 2,3 ? 1023 г Н?О, что составляет 10% от общей массы воды (2,3 • 1024 г), заполнившей в это время формирующие впадины океанов, как это следует из графика V (t) (см. рис. 9, с. 59; табл. 3, с. 59). Этот факт еще раз подчеркивает, что во время океанизации не вулканизм был основным источником свободной воды, а процессы дегидратации сформированной к тому времени астеносферы. Рассмотрим этот процесс более подробно.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >