Модель образования планет В.С.Сафронова и глобальная эволюция Земли

О.Г. Сорохтин
Институт океанологии РАН, г.Москва

АННОТАЦИЯ

В работе рассматриваются некоторые альтернативные гипотезы формирования Земли и земного ядра. Показывается, что все гипотезы, предполагающие раннее плавление Земли, сопровождавшееся выделением земного ядра и ее ранней дегазацией, вступают в явные и непреодолимые противоречия с многочисленными геологическими и геохимическими данными. В наибольшей степени удовлетворяет всем этим данным лишь модель образования планет В.С. Сафронова (1969), согласно которой молодая Земля была однородной по составу, сравнительно холодной и, поэтому, тектонически пассивной планетой. Впервые плавление земных недр на уровне верхней мантии произошло под влиянием лунных приливов и распада радиоактивных элементов только через 600 млн. лет после образования Земли. Момент этот четко фиксируется началом базальтового магматизма на Луне около 4 млрд. лет назад и появлением наидревнейших пород земной коры около 3,8 млрд. лет назад. С этого же времени начинается плотностная дифференциация земного вещества с выделением железа и его окислов, образовавших затем земное ядро. Однако обособление земного ядра произошло только в самом конце архея около 2,6 млрд. лет назад, хотя процесс выделения земного ядра продолжается и в настоящее время.

Модели формирования планет Солнечной системы и, особенно, Земли важны не только с мировоззренческой точки зрения, но и как отправные пункты и основа при разработке наиболее общих концепций геологического развития Земли. С другой стороны, геологические, а теперь и космогеологические данные позволяют не только проверять, но, если надо, и уточнять модели происхождения Земли и планет земной группы. Исключительно плодотворными с этих точек зрения оказались разработки идей О.Ю. Шмидта (1948) и его последователей, особенно В.С. Сафронова. В этой связи приятно отметить, что основополагающая модель планетообразования В.С. Сафронова (1969) полностью удовлетворяет современным геологическим данным о развитии Земли. Более того, эти данные просто подтверждают правильность самой модели.

Наиболее полно и последовательно теория планетообразования В.С. Сафронова изложена в его монографии 1969 г. "Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет". Заметим здесь же, что дальнейшее "усовершенствование" этой теории (см., например, Витязев и др., 1990; Витязев, Печерникова, 1996 и другие работы), связанное со стремлением обосновать раннюю дифференциацию Земли, обычно приводило к увеличению ее первичного теплозапаса. Однако, такие варианты теории пришли в явное противоречие с геологическими (и не только геологическими) данными.

Остановимся теперь на главных для геологии выводах рассматриваемой теории планетообразования В.С. Сафронова (1969). Во-первых, из нее следует, что молодая Земля была относительно холодной планетой и температура в ее недрах нигде не поднималась выше температуры плавления земного вещества. Во-вторых, благодаря гомогенной аккреции планет состав вещества первичной Земли был практически однородным во всем ее объеме.

Из этих простых выводов теории вытекают очень важные для геологии следствия, которые, в принципе, могут быть проверены по геологической летописи Земли. Первое, молодая Земля была тектонически-пассивной планетой и характеризовалась полным отсутствием магматической деятельности. Второе, у молодой Земли не было плотного ядра.

Первый вывод теории легко проверяется по возрастам наидревнейших магматических пород Земли. Судя по геологическим данным, первые в истории Земли расплавы появились только в начале раннего архея. Достоверно установленный возраст наиболее древних изверженных пород земной коры не превышает 3,8Ч10⁹ лет (Мурбат, 1980; Barton, 1981; Ray, 1983). При этом необходимо учитывать, что коровые породы, в конце концов, являются продуктами химико-плотностной дифференциации земного вещества и, поэтому они всегда оказываются более легкими, чем исходное вещество мантии. По этой причине такие породы раз выделившись на поверхность Земли уже не могут быть полностью уничтожены последующими тектоническими процессами. Отсюда видно, что достаточно длительный промежуток времени после формирования Земли, т.е. в течение всего катархея, как это и следует из теории планетообразования В.С. Сафронова (1969), в земных недрах действительно ни каких магматических процессов не происходило. По оценкам самого В.С. Сафронова (1969) продолжительность такого латентного периода могла составлять 1 млрд. лет.

Дальнейшее уточнение момента начала тектономагматической активизации Земли можно выполнить только по возрасту ... лунных пород. Остановимся на этом вопросе несколько подробнее.

Действительно, Земля и Луна связаны друг с другом заметными приливными взаимодействиями. В прошлые геологические эпохи, особенно на самых ранних этапах развития системы Земля – Луна, эти взаимодействия должны были быть исключительно сильными (Рускол, 1975). Суммарный момент количества вращения планет, состав и геохимия лунного вещества убедительно свидетельствуют о том, что Луна образовалась за счет разрушения на пределе Роша Земли расплавленной и прошедшей полную дифференциацию более массивной планеты, названной нами Протолуной (вероятнее всего Протолуна была захвачена растущей Землей с соседней ближайшей орбиты протопланетного диска). По этой модели Луна сформировалась из остатков силикатного вещества внешнего приливного горба Протолуны, тогда как вещество внутреннего приливного горба и ее жидкое металлическое (железное) ядро, попавшие в сферу Роша Земли, выпали на земную поверхность. Этот же процесс разрушения Протолуны должен был раскрутить Землю в прямом направлении (в направлении вращения Луны) до предельной скорости вращения спутника на пределе Роша (скорость эта приблизительно равна одному обороту за 6 часов). После этого Луна вместе с другими спутниками и микролунами, которые тогда еще сохранялись в околоземном пространстве, должны были под влиянием приливных возмущений только отталкиваться от Земли (более подробные расчеты этой гипотезы приведены в наших работах 1988; 1989, 1991).

Описанный сценарий развития событий, по нашему мнению, убедительно подтверждается малой средней плотностью Луны r = 3,34 г/см³ и отсутствием у нее крупного плотного ядра. Это, безусловно, говорит о потере исходным лунным веществом большей части своего железа. По оценкам геохимиков, Луна по сравнению с Землей обеднена железом примерно в четыре раза (Хендерсон, 1985). Если бы, как и у Земли, такой потери железа не произошло, то средняя плотность Луны, с учетом ее меньшего сжатия, равнялась бы приблизительно 4,1 г/см³. Вместе с железом Луна потеряла большую часть своих сидерофильных и халькофильных элементов (Рингвуд, 1982; Хендерсон, 1985), а также практически весь первичный свинец (Мэйсон, Мелсон, 1973).

Другим свидетельством в пользу упомянутой гипотезы происхождения Луны, является количественный расчет зависимости удельного момента осевого вращения планеты от ее массы, выведенной в предположении, что раскрутка планеты происходила за счет выпадения на ее поверхность вещества спутника (или спутников) с предела Роша (Сорохтин, Ушаков, 1989; 1991)                    (1)где J – безразмерный момент инерции планеты; R₀ – ее радиус; W – угловая скорость собственного осевого вращения; g – гравитационная постоянная; r₀ и r_s – соответственно, средняя плотность центральной планеты и разрушаемого на пределе Роша спутника; M – масса планеты.

Из выражения (1), в частности, следует, что при отсутствии приливного раскручивания планеты или выпадающих на нее спутников, их осколков и вещества из протопланетного роя (что эквивалентно условию r_s = 0), не возникает и закономерного прямого осевого вращения планеты А = 0. Это и понятно, так как в результате осреднения воздействий планетезималей, выпадающих на планету из околосолнечного роя, ее собственное вращение должно быть очень слабым (близким к нулю) и обратным по направлению, как у Венеры. Интересно отметить, что наша гипотеза о передаче вращательного момента планетам от их спутников не только правильно объяснила известную эмпирическую зависимость A_R ~ M^2/3 (Fish, 1967; Hartman, Larson, 1967), но и правильно оценила ее с количественной стороны (см. рис. 1). Надо только помнить, что найденное выражение удельного момента А(W)_R определяет его максимально возможное значение. В реальных же условиях для планет, "раскрученных" в прямом направлении, должно выполняться условие 0 ЈA(W) Ј A(W)_R

Если учесть, что по нашей гипотезе на поверхность Земли выпало вещество, существенно обогащенное железом протолунного ядра, то можно принять r_s» 4.4 г/см³, средняя плотность Земли за время ее развития менялась мало, поэтому по-прежнему r₀» 5,52 г/см³. Для молодой Земли, лишенной ядра, можно принять J » 0,37, тогда находим А » 1,33 Ч 10^–5?М^2/3. Для других планет удельный момент инерции легко находится по эмпирическим данным, приведенным, например, в работе М.Я. Марова (1986). Обратим внимание, что наша гипотеза правильно определила и коэффициенты пропорциональности в рассматриваемом законе. В зависимости от средней плотности и степени дифференцированности планет этот коэффициент меняется от 1,33Ч10^–5 для молодой Земли, до 1,75Ч10^–5 для Сатурна, по эмпирической же зависимости Фиша-Хартмана-Ларсона этот коэффициент в среднем равен 1,6Ч10^–5.

Результаты расчета удельного момента осевого вращения Земли, быстро вращающихся планет, звезд и самой Солнечной системы приведены на рис. 1. Как видно из приведенного сопоставления, для всех этих небесных тел, отличающихся по своим массам на 7 порядков, выведенная из принятой гипотезы теоретическая зависимость (1) действительно очень неплохо аппроксимирует угловые скорости их вращения. Вряд ли такое совпадение можно признать случайным. Скорее всего, оно свидетельствует о широком распространении явления раскручивания планет приливными взаимодействиями с их спутниками и благодаря выпадению их вещества на центральные планеты. Во всяком случае, на этапах образования планетных систем вероятность таких событий могла быть достаточно высокой. Однако механизм этот, по-видимому, все-таки не является универсальным, поскольку существуют планеты, явно отклоняющиеся от рассмотренной закономерности, например, Венера, обладающая обратным вращением. Возможно, это было связано с формированием Венеры вблизи Солнца, что помешало ей обзавестись своими спутниками, поэтому ее вращение, обусловленное только аккрецией протопланетного вещества, и оказалось обратным. Говорить что-либо определенное о былом вращении Меркурия вообще невозможно. Скорее всего, он попал в резонансное вращение еще с момента своего образования. Марс же, вероятнее всего, из-за своей малой массы в эпоху образования планет "не обзавелся" достаточным количеством спутников и поэтому не раскрутился до предельной скорости. По этой же причине его ближайший спутник Фобос сейчас не удаляется, а наоборот, приближается к нему и, даже уже погрузился в сферу Роша Марса. В будущем Фобос неизбежно упадет на поверхность Марса (судя по системе борозд на поверхности спутника, напоминающих следы схода снежных лавин в горах, процесс разрушения этого спутника уже начался)

После разрушения Протолуны на пределе Роша вся дальнейшая эволюция системы наших планет оказалась связанной с приливным торможением Земли и отодвиганием от нее Луны. Но, как известно (Рускол, 1975), скорость этого отодвигания, при прочих равных условиях, обратно пропорциональна расстоянию между планетами в степени 5,5 и прямо пропорциональна значению диссипативной функции центральной планеты , где Q_m – фактор ее приливной добротности. Вначале Луна располагалась очень близко от Земли (всего на расстоянии около 18 тыс. км между центрами тяжести планет), а фактор добротности холодной первичной Земли был исключительно высоким (Q_m» 1500 – 5000). С появлением же первых расплавов в земных недрах раннего архея, фактор добротности должен был резко снизиться (по нашим оценкам, в раннем архее Q_mЈ 17), а диссипация приливной энергии в Земле, наоборот, – резко возрасти. В этой связи, следует ожидать, что в истории приливного взаимодействия наших планет должно было существовать два эпизода ускоренного отодвигания Луны от Земли (см. рис. 2). Первый раз сразу же после образования Луны и второй раз, после снижения фактора добротности Земли в начале архея (Монин и др. 1987), произошедшего, вероятнее всего, за счет появления в ее верхней мантии первых расплавов.

Скорости приливного отталкивания спутников от центральной планеты всегда пропорциональны массам самих спутников. Это обстоятельство приводило к "выметанию" из околоземного пространства большими спутниками более мелких космических тел, неизбежно выпадавших на поверхность своих более массивных соседей (при сближениях и пересечениях их орбит). Естественно, что Луна, как самая массивная планета-спутник, "выметала" все содержимое околоземного спутникового роя эффективнее всех остальных его объектов. Особенно активно такое “выметание” происходило в периоды наиболее стремительного отодвигания Луны от Земли на заре развития системы в катархее и в раннем архее.

Поскольку одновременно с Луной расширялись орбиты и остальных тел околоземного спутникового роя, причем со скоростями, пропорциональными их массам, то к моментам столкновения таких тел с Луной, более массивные спутники успевали отодвинуться от Земли на большие расстояния, чем мелкие. Поэтому вначале (т.е. в катархее) должны были происходить соударения Луны с телами малой или средней массы. На втором этапе удаления Луны от Земли (т.е. в раннем архее) такие соударения уже происходили с наиболее крупными и массивными из оставшихся спутников (также успевших к этому времени вырасти за счет поглощения ими более мелких тел околоземного спутникового роя). Посмотрим теперь, к каким последствиям для Луны могли приводить такие "бомбардировки" ее поверхности.

В рассматриваемую эпоху Луна не успела еще полностью остыть, и под ее литосферой тогда существовал настоящий "магматический океан" со стратифицированными по плотности расплавами: сверху располагались легкие анортозитовые магмы, а ниже – базальтовые расплавы. Поэтому вначале, когда толщина литосферы еще не превышала 10–20 км, "бомбардировка" лунной поверхности приводила к излияниям только анортозитовых расплавов. Через 600–800 млн. лет, т.е. в самом начале архея, толщина лунной литосферы за счет остывания планеты уже увеличилась до 100 – 120 км. Пробить такую литосферу могли лишь крупные спутники, диаметрами от нескольких десятков до сотен километров. Но именно в это время на Луну и должны были выпадать более крупные спутники, пробивавшие ее литосферу и открывавшие тем самым пути к излияниям базальтовых магм.

Судя по изотопным определениям возраста лунных пород, доставленных на Землю по программе "Аполлон", первый импульс лунного магматизма действительно характеризовался только анортозитовым составом и продолжался от 4,6 до 4,4 млрд. лет тому назад. Второй же импульс магматизма, на этот раз базальтового состава, на Луне начался около 4,0 млрд. лет назад и продолжался до 3,6 млрд. лет назад (Tera, Wasserburg, 1974, 1975; Tera et al., 1974; Jessberger et al., 1974). Следы таких крупных пробоин, залитых базальтовыми излияниями, видны и сегодня на поверхности Луны в виде так называемых "лунных морей".

Таким образом, начало базальтового магматизма на Луне около 4 млрд. лет назад очень четко маркирует момент резкого уменьшения фактора добротности Земли, т.е. появление первых расплавов в ее недрах, а, следовательно, и начало ее тектономагматической активности. Поэтому можно с высокой степенью вероятности утверждать, что первые 600 млн. лет своего существования Земля действительно оставалась тектонически пассивной планетой.

Распределение температуры в первичной Земле по понятным причинам можно оценить лишь теоретически, исходя из имеющихся представлений о формировании планет Солнечной системы и приведенных данных о времени пребывания Земли в тектонически пассивном состоянии. Для рассматриваемой модели образования Земли (благодаря аккреции холодного протопланетного пылевого облака), но без учета ее латентного периода развития, выполнил В.С. Сафронов (1969). Напомним, что по этой модели большая часть тепловой энергии растущей Земли генерировалась в ее недрах за счет перехода в тепло кинетической энергии падавших на земную поверхность планетезималей. Несмотря на всю огромность энергии аккреции, она выделялась главным образом в приповерхностных частях формирующейся планеты, поэтому генерируемое в ее верхних слоях тепло легко терялось с тепловым излучением растущей планеты. Благодаря этой закономерности температура в недрах молодой Земли повышалась от центра к периферии, но затем вблизи поверхности она вновь снижалась за счет более быстрого остывания ее приповерхностных частей. Построенное В.С. Сафроновым теоретическое распределение температуры в молодой Земле, в сопоставлении с распределениями для других геологических эпох, приведены на рис. 3. Согласно его расчетам, земные недра тогда повсеместно оставались холоднее температуры плавления земного вещества. Своего максимума температура молодой Земли достигала на глубинах около 800 – 1000 км и поднималась там до 1500 – 1600 К, а к центру планеты она вновь понижалась приблизительно до 800 К.

Температурная зависимость, изображенная на рис. 3, по-видимому, правильно отражает общий характер распределения температуры в первичной Земле. Однако при пользовании ею необходимо помнить, что приведенные температурные оценки являются весьма приближенными, поскольку решение этой задачи существенно зависит от нескольких трудноопределимых параметров модели. На этом же рисунке нанесена кривая плавления земного вещества, взятая нами из работы В.Н. Жаркова (1983), экстраполяция температур плавления эвтектического сплава Fe·FeO (“ядерного вещества”) и температура современной Земли (Сорохтин, Ушаков, 1991). Из сопоставления этих кривых, в частности, наглядно видно, что для расплавления и дифференциации молодой Земли, как это постулируется в некоторых гипотезах планетообразования, необходим ее перегрев на несколько тысяч градусов даже по сравнению с ее современным тепловым режимом. Но это совершенно нереально, поскольку такой перегрев Земли оставил бы неизгладимые следы в ее геологической летописи, однако их просто нет.

По нашим оценкам (Монин и др. 1987; Сорохтин, Ушаков, 1991), за латентный период развития Земли в ее недрах выделилось около 2,09Ч10³⁷ эрг приливной и 1,09Ч10³⁷ эрг радиогенной энергии (всего 3,18Ч10³⁷ эрг). Благодаря этому температура в недрах молодой Земли около 4,0Ч10⁹ лет назад уже поднялась до уровня начала плавления земного вещества. Если принять, что распределение температуры в Земле оставалось в это время еще приблизительно подобным ее первоначальному распределению (см. рис. 3), приведенному в работе В.С. Сафронова (1969), то можно определить теплосодержание Земли в самом начале архея. Оно оказалось равным 10,58Ч10³⁷ эрг (для сравнения, теплосодержание современной Земли равно 14,94Ч10³⁷ эрг). Отсюда легко находится и теплозапас первичной Земли в момент ее образования: 7,4Ч10³⁷ эрг. По распределению же температуры, приведенному в работе (Сафронов, 1969), теплозапас первичной Земли был приблизительно равен (7ё8)Ч 10³⁷ эрг, что близко совпадает с его уточненным по геологическим данным значением. Это еще раз подтверждает правильность рассматриваемой здесь теории "холодного" планетообразования.

Второе важное следствие, вытекающее из этой теории: у молодой Земли не было плотного ядра. Сейчас оно существует. Поэтому очень важно выяснить, когда именно у Земли появилось плотное ядро и как оно формировалось, единовременно или постепенно. Но вопрос этот тесно связан с тепловым режимом образования самой Земли. Во многих, даже серьезных работах, раннее выделение земного ядра просто постулируется или обосновывается путем решения некорректных задач о разогреве и охлаждении растущей Земли при падениях на нее планетезималей разных размеров (Витязев и др., 1990; Витязев, Печерникова, 1996). В связи с важностью проблемы рассмотрим ее несколько подробнее.

Во всех гипотезах с короткой аккрецией планет (порядка десяти или нескольких десятков миллионов лет) и завышенной глубиной перемешивания земного вещества при ударах планетезималей получалось, что Земля должна была бы расплавиться еще в процессе своего образования. Но если бы такое случилось, то у нее, как и у Протолуны, произошла бы быстрая и полная дифференциация вещества, добавившая и свою немалую долю энергии в плавление Земли. В результате в самом начале жизненного пути Земли около 4,6 млрд. лет назад у нее выделилось бы плотное железное ядро, сформировался бы расплавленный слой мощной анортозитовой коры, а также произошла бы ранняя дегазация земного вещества с образованием мощнейшей флюидной водно-углекислотной атмосферы.

Если в результате такой дифференциации действительно выделилась бы мощная (до 80 км), и относительно легкая (с плотностью 2,7 г/см³) анортозитовая земная кора с возрастом 4,6 млрд. лет, то она должна была бы уже вечно сохраняться на Земле (этого требует закон Архимеда). То же самое можно сказать и о мощной первично базальтовой коре. Однако, несмотря на все усилия геологов, никаких следов такой первозданной древней коры, как и других признаков ранней катастрофической дифференциации Земли, найти так и не удалось. По геологическим же данным, как уже говорилось выше, земная кора формировалась постепенно, и только начиная приблизительно с 3,8 млрд. лет назад. Более того, если бы у молодой Земли около 4,6 млрд. лет назад выделилось металлическое ядро и образовалась бы мощная анортозитовая кора, то в нее, как и на Луне, перешла бы и большая часть радиоактивных элементов, а Земля, лишившись всех источников эндогенной энергии, подобно Луне, превратилась бы в тектонически мертвую планету. Учитывая приведенные соображения, мы с А.С. Мониным предположили, что процесс выделения земного ядра начался только через 800 - 600 млн. лет после образования самой Земли, т.е. около 4,0 - 3,8 млрд. лет назад (Монин, Сорохтин, 1982а, б).

Иногда для доказательства раннего разогрева и дифференциации Земли привлекаются данные по распределению изотопов благородных газов в атмосфере и мантии. Особенно показательны в этом отношении избыточные содержания в земной атмосфере радиогенного изотопа ксенона ¹²⁹Xe (его концентрация приблизительно на 7 % выше, чем это предполагается для состава первичного ксенона). Но изотоп ¹²⁹Хе возникает при распаде короткоживущего радиоактивного изотопа йода ¹²⁹I с константой распада l₁₂₉ = 4,41Ч 10^–8 лет^–1. Отсюда делается вывод, что наличие избыточного ¹²⁹Хе в земной атмосфере свидетельствует о ранней дифференциации и дегазации Земли, произошедшей еще до исчезновения из земного вещества изотопа ¹²⁹I (Толстихин, 1986; Озима, Подосек, 1987; Азбель, Толстихин, 1988). При этом, правда, надо учитывать, что и в образцах земных пород также отмечаются избытки ¹²⁹Хе, иногда даже превышающие их значения в атмосфере, а это скорее говорит о поздней дегазации Земли. Отмечая противоречивость интерпретации изотопных отношений ксенона, М. Озима и Ф. Подосек, безусловные авторитеты в геохимии благородных газов, замечают "Увеличение содержания радиогенных изотопов ксенона в атмосфере, а также существование избытка ¹²⁹Хе требуют, чтобы дегазация была исключительно быстрой, что не только противоречит моделям для аргона и гелия, но и внутренне противоречиво. С другой стороны, близость изотопного состава большей части мантийного ксенона к атмосферному и отсутствие значительного избытка ¹³⁶Хе, связанного с ¹²⁹Хе, указывает на медленную дегазацию" (1987, с. 310). Выход из положения эти авторы видят в двухступенчатой модели: вначале, на очень раннем этапе развития Земли, происходила ее бурная и быстрая дегазация, в течение которой выделилось в атмосферу большая часть благородных газов, а затем, уже в течение всей последующей жизни Земли, развивалась ее постепенная дегазация.

С моделью Озимы-Подосека трудно не согласиться, за исключением “маленькой” детали: ранней дегазации подвергалась не сама Земля, а падавшие на нее планетезимали. Безусловно, этот процесс был весьма бурным, поскольку при ударах о земную поверхность и тепловых взрывах планетезимали могли даже испаряться. Но все химически активные газы (СО₂, Н₂О, и другие летучие) при этом быстро вступали в реакцию с пористым реголитом ультраосновного состава, покрывавшим тогда растущую Землю, и быстро выводились из первозданной земной атмосферы (Сорохтин, Ушаков, 1989; 1991). В первичной же атмосфере преимущественно сохранялись и накапливались лишь благородные газы и частично азот. Очевидно, что такая бурная дегазация планетезималей ни в коей мере не могла характеризовать тепловой режим самой Земли и, тем более, не могла быть индикатором ее ранней дифференциации.

Но есть и прямые доказательства того, что молодая Земля никогда не плавилась и у нее еще не было плотного металлического ядра. Так, например, многие отличия геохимии лунных пород от земных могут быть объяснены только тем, что родительское тело Луны (т.е. Протолуна), в противоположность Земле, была полностью расплавлена сразу же после своего образования. При этом Протолуна прошла полную дифференциацию с выделением металлического ядра и анортозитовой коры. Об этом говорит, например, резкое обеднение лунных пород (по сравнению с земными) всеми сидерофильными и халькофильными элементами (Рингвуд, 1982; Хендерсон, 1985).

Однако наиболее ярким и практически неопровержимым свидетельством этого, являются изотопные отношения свинца на Луне и Земле. В лунных породах, явно выделившихся после полного расплавления планеты, отношения радиогенных изотопов свинца с атомными весами 206, 207 и 208, образовавшихся за счет распада урана 238 и 235, а также тория 232, к стабильному (первичному) изотопу 204 экстремально велики. Эти отношения в лунных породах достигают соответственно значений 207, 100, 226 и выше, тогда как для земных пород, осредненных в океаническом резервуаре пелагических осадков, эти же отношения равны 19,04, 15,68 и 39,07. Для первичных же свинцов (судя по изотопному составу железного метеорита "Каньон Диабло", Аризона, США) они еще меньше – только 9,50, 10,36 и 29,45 (Справочник ..., 1990)

Из приведенных соотношений вытекает, что лунным веществом во время расплавления Протолуны действительно было потеряно (перешло в протолунное ядро) от 96 до 98 % первичного (нерадиогенного) свинца, а в лунной коре и базальтах накапливался в основном только радиогенный свинец. Ничем другим, кроме полного расплавления протолунного вещества, ликвацией расплавов и переходом свинца и его сульфидов в ядро этой планеты, такую потерю первичного свинца лунным веществом объяснить не удается. При этом, железный метеорит "Каньон Диабло", в котором изотопы свинца действительно близко соответствуют их первичным отношениям, следует рассматривать как осколок ядра некоего спутника, прошедшего подобно Протолуне приливное расплавление, дифференциацию и разрушение еще на стадиях формирования самих планет Солнечной системы.

Приведенные отношения изотопов свинца практически однозначно фиксируют факт полного расплавления и дифференциации лунного вещества, и столь же убедительно показывают, что Земля никогда полностью не плавилась и не подвергалась столь радикальной дифференциации.

По этой же причине нельзя согласиться и с многочисленными гипотезами образовании Луны за счет так называемых "мегаимпактов" или "макроимпактов", по гипотезе А.В. Витязева и Г.В. Печерниковой (1996). Если бы Луна действительно образовалась из осколков земной мантии, выброшенных в околоземное пространство касательным ударом или ударами планетообразных тел, то и сейчас на Луне наблюдались бы такие же отношения изотопов свинца, как и в породах земной мантии ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb » 18 ё 19; ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb » 15ё16 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb » 37ё38, а не приведенные выше ураганные значения от 100 до 220 (Справочник ..., 1990).

В противоположность лунному веществу, земное вещество никогда не подвергалось быстрой и радикальной дифференциации. Объясняется это тем, что земное ядро формировалось постепенно и без плавления силикатов, благодаря действию бародиффузионного механизма дифференциации мантийного вещества, скорость функционирования которого всегда сдерживалась исключительно низкими коэффициентами диффузии в силикатах мантии (Монин, Сорохтин, 1981). Кроме того, в состав земного ядра одновременно переходили как первичный свинец, так и его радиогенные изотопы, успевшие накопиться ко времени протекания процесса дифференциации земного вещества. Отсюда промежуточные и сравнительно близкие к исходным (первичным) отношения изотопов свинца в земных породах (по сравнению с такими же отношениями в лунном веществе).

Тем не менее, когда стали проверять изотопно-свинцовые определения возраста свинцовых месторождений на Земле по стандартной методике (базирующейся на предположении единого и неизменного мантийно-корового резервуара для свинца, урана и тория по модели Холмса-Хаутерманса), то оказалось, что все такие определения приводили к занижению возраста земных пород приблизительно на 400 – 500 млн. лет (Фор, 1989). Систематические расхождения одностадийных Pb-датировок с возрастами этих же пород, но определенными по другим изотопным или геологическим данным, потребовали усовершенствования модели эволюции земного свинца. Учитывая это Дж. Стейси и Дж. Крамерс (Stacey, Kramers, 1975) предложили двухстадийную модель изменений изотопных отношений в свинцах разного возраста. При этом параметры модели были подобраны таким образом, чтобы она наилучшим образом аппроксимировала эмпирические данные по возрастам большинства свинцовых месторождений мира, возраст которых удалось уверенно определить другими методами (например, по рубидий-стронциевым, калий-аргоновым или самарий-неодимовым отношениям, а также по геологическим данным, основанным на уран-свинцовых отношениях в цирконах). Согласно модели Стейси-Крамерса, эволюция изотопных отношений свинца началась 4,57 млрд. лет назад в замкнутом резервуаре, но затем, приблизительно около 3,7 млрд. лет назад, изотопные отношения U/Pb и Th/Pb резко изменились в результате геохимической дифференциации земного вещества. Примечательно, что в этой модели начало накопления избыточного радиогенного свинца приблизительно совпадает с началом формирования земной коры, а, следовательно, и ядра Земли.

Пользуясь разработанной ранее концепцией глобальной эволюции Земли, в которой были количественно определены основные закономерности выделения земного ядра (Монин, Сорохтин, 1981, 1982а, б; Сорохтин, Ушаков, 1991), мы попытались трансформировать известные уравнения, определяющие зависимость изотопных отношений свинца от возраста, с учетом того, что часть свинца переходила в земное ядро, тогда как радиоактивные элементы – преимущественно перемещались в земную кору. Переход железа и его окислов (т.е. "ядерного" вещества) в земное ядро определяется простым выражением (Монин, Сорохтин, 1982а)
                 (2)

где С -концентрация в мантии железа и его окислов в пересчете на эвтектический сплав Fe? FeO (т.е. на "ядерное" вещество F₂O_); С₀ = 0,37 -суммарное содержание "ядерного" вещества в Земле; х = М_с/М-введенный А.С. Мониным эволюционный параметр Земли, определяющий относительную массу земного ядра; М_с-масса земного ядра; М -масса Земли; современное значение эволюционного параметра х₀ = 0,863. Зависимость С от времени t задается через параметр х, определенный в работах (Монин, Сорохтин, 1981; Сорохтин, Ушаков, 1991). Зависимость параметра х от времени t изображена на рис. 4.

По нашей модели в интервале возрастов 4,6 – 4,0 млрд. лет отношения U/Pb и Th/Pb, как и в модели Стейси-Крамерса, развивались в замкнутом резервуаре молодой Земли без утечки свинца. После же момента 4,0 млрд. лет назад на отношения радиогенных свинцов к первичному ²⁰⁴Pb в мантии уже начинает сказываться постепенный переход свинца в земное ядро. При этом преимущественное перемещение радиоактивных элементов в континентальную кору происходило по законам, близким к выражению (4). Для упрощения записи дальнейших уравнений введем следующие обозначения

              (3)

и будем нижним индексом обозначать возраст в миллиардах лет того момента, к которому относится рассматриваемый параметр. В этом случае для начального (катархейского) этапа развития Земли мы можем записать обычные выражения для зависимости изотопных отношений свинца от его возраста (Фор, 1989)

 где l₁=0,15513·10^–9; l₂=0,98485·10^–9 и l₃=0,049475·10^–9 лет^–1–константы распада соответственно²³⁸U, ²³⁵U и²³²Th. константы распада соответственно²³⁸U, ²³⁵U и²³²Th.

Для последующих эпох t_4,0 Ј t_i Ј t₀ в изотопные отношения уже необходимо вводить поправки за переход свинца в земное ядро. Эту поправку можно определить, полагая, что переход свинца в ядро определяется уравнением (2), но только с некоторым другим показателем подвижности q. В этом случае остаточная концентрация свинца в мантии определиться уравнением

где . Надо помнить только, что коэффициент подвижности q в этом выражении определяет не сам переход свинца в ядро, а только связанные с такими переходами изменения изотопных отношений, образовавшихся за время формирования земного ядра. Но скорость образования радиогенных изотопов свинца оказывается разной. Например, за время геологического развития Земли, т.е. за последние 4 млрд. лет, отношение изотопов ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb увеличилось на 42 %, тогда как отношения изотопов ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb только на 19 % и 21 %. В соответствии с этим для разных изотопов свинца оказываются разными и их эффективные значения коэффициентов подвижности q, меняясь от 0,185 для изотопа ²⁰⁶Pb до 0,078 и 0,086 для изотопов ²⁰⁷Pbи ²⁰⁸Pb^.

Приняв теперь для нашей модели первичные и современные отношения изотопов свинца (т.е. краевые условия задачи) такими же, как и в модели Стейси-Крамерса: a_4,6 = 9,307; b_4,6 = 10,294; c_4,6 = 29,476; a₀ = 18,700; b₀ = 15,628; c₀ = 38,630, а промежуточные значения равными a_4,0 = 10,64; c_4,0 = 30,647, можно рассчитать зависимости b от a; и всех параметров a, b и с от времени t_i. Результаты таких расчетов в сопоставлении с моделью Стейси-Крамерса приведены на рис. 5.

Как видно обе двухстадийные модели очень неплохо совпадают друг с другом. Но модель Стейси-Крамерса, была согласована с другими независимыми определениями возрастов реальных свинцовых месторождений, поэтому и рассматриваемая здесь наша модель также должна неплохо соответствовать этим же эмпирическим данным. Следовательно, можно утверждать, что рассматриваемая здесь модель перехода свинца в земное ядро тоже соответствует имеющимся эмпирическим данным по изотопии земного свинца.

Возвращаясь опять к отношениям свинца в лунном веществе a_L» 200; b_L » 100 и c_L » 230 можно оценить, что в процессе расплавления и дифференциации Протолуны из лунного резервуара в свое время было удалено от 96 до 97 % первичного свинца. Возникает законный вопрос, почему при дифференциации планет с одинаковым исходным составом так резко отличаются друг от друга коэффициенты перехода свинца в планетные ядра? Ответ простой: Протолуна была перегрета приливными деформациями, испытала полное расплавление и прошла столь же полную гравитационную дифференциацию путем ликвации расплавов. Земля же никогда полностью не плавилась (можно говорить лишь о частичном плавлении вещества верхней мантии), а выделение земного ядра происходило постепенно и без плавления силикатов. Свинец же относится к рассеянным элементам, не образует свободной фазы в мантийном веществе и входит в кристаллические решетки силикатов или сульфидов. Поэтому выделение свинца из мантийного вещества и переход его в земное ядро, скорее всего, происходит по тому же бародиффузионному механизму (но с другими коэффициентами диффузии), по которому выделяются и окислы железа, формирующие земное ядро, т.е. без плавления мантийного вещества (Монин, Сорохтин, 1981).

Помимо уже отмеченных геохимических и геологических данных о том, что молодая Земля не подвергалась расплавлению и коренной дифференциации, приведем тому и чисто экологические аргументы. При полном плавлении молодой Земли, сопровождаемом выделением земного ядра, обязательно произошла бы и полная дегазация ее недр. При этом в атмосферу Земли за сравнительно короткое время поступило бы около 5·10²³ г углекислого газа, ныне связанного в карбонатных породах, и более 2,5·10²⁴ г воды. Единовременное образование столь плотной углекислотной атмосферы с давлением около 100 атм. привело бы к возникновению исключительно сильного парникового эффекта с подъемом приземной температуры выше критической температуры воды (+374 ° С). После этого вскипели бы океаны, а давление земной атмосферы поднялось бы еще приблизительно на 500 атм. В результате на Земле, как и на Венере, установился бы необратимый (подчеркнем, необратимый!) парниковый эффект, со средними температурами, стабильно превышающими 550 - 600 °С. В этом случае на Земле не было бы жидкой фазы воды и ни каких намеков даже на самую примитивную жизнь. К счастью для нас и всего живого на Земле, этого не произошло.

Так каким же путем все-таки образовалось земное ядро? По нашему мнению, наиболее вероятным путем развития этого процесса представляется следующий сценарий событий, более подробно рассмотренный в работе (Сорохтин, Ушаков, 1991). В катархее приливная энергия в наибольшей степени выделялась в экваториальном поясе Земли, поскольку в то далекое время Луна обращалась вокруг нашей планеты еще в плоскости экватора (Сорохтин, Ушаков, 1989). В этом же поясе возникла и первая кольцевая зона дифференциации земного вещества с постепенно погружающимся слоем расплавленного железа и его окислов (см. рис. 6). Поэтому и тектоническая активность Земли первоначально должна была также проявиться только в ее экваториальном поясе. Интересно отметить, что вместе с железом и его окислами в кольцевой слой расплавов преимущественно переходило и большинство сидерофильных и халькофильных элементов. Поэтому конвектирующая мантия над погружающимся кольцевым слоем зонной дифференциации земного вещества в архее была обеднена и железом, и этими элементами. Именно по этой причине, вероятно, архейские континентальные щиты и зеленокаменные пояса в них не отличаются повышенным металлогеническим потенциалом.

По мере продвижения фронта дифференциации вглубь Земли, постепенно расширялась кольцевая зона дифференциации земного вещества. При этом расплавленное железо и его окислы не могли стекать к центру Земли из-за очень большой вязкости холодного земного вещества в ее центральных областях (h >> 10³⁰ пуаз). В результате возникла ситуация резкой гравитационной неустойчивости планеты, когда тяжелые железные расплавы оказались расположенными над менее плотной, но очень жесткой “сердцевиной” Земли. Такая неустойчивость должна была, в конце концов, разрешиться катастрофическим событием – всплыванием жесткой земной “сердцевины” в экваториальной зоне одного из полушарий Земли и опусканием тяжелых расплавов к центру Земли со стороны противоположного полушария, как это и показано на рис. 6. Процесс этот должен был сопровождаться выделением огромной энергии, порядка 10³⁷ эрг, возникновением интенсивных конвективных течений в мантии, полностью и радикально перестроивших весь существовавший до этого режим тектонического развития нашей планеты и формированием первого в истории Земли суперконтинента Моногеи. Произошло это событие, вероятнее всего, в самом конце архея. Именно таким путем, по-видимому, можно объяснить и образование земного ядра около 2,6·10⁹ лет назад. О таком развитии сценария, в частности, свидетельствуют и палеомагнитные данные, показывающие, что дипольное магнитное поле современного типа у Земли появилось только около 2,6·10⁹ лет назад (Hale, 1987), т.е. как раз на рубеже архея и протерозоя.

Мы уже отмечали, что в архее, когда происходила зонная дифференциация металлического железа, конвектирующая мантия была обеднена железом и сидерофильными элементами (см. рис. 7). В самом же конце архея - начале протерозоя, во время выделения земного ядра, состав конвектирующей мантии изменился радикально (см. рис. 6). Действительно, именно в это время произошло добавление в мантию вещества бывшей сердцевины Земли с первозданными концентрациями в нем железа, его окислов (около 13 % и 24 %), сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов и других рудных элементов, в том числе платиноидов. Прямыми свидетелями этого явления служат уникальные дифференцированные интрузии и внедрения основных и ультраосновных пород раннепротерозойского возраста на многих древних щитах. Наиболее яркими и классическими комплексами этого типа являются знаменитый Бушвельдский расслоенный интрузивный массив в ЮАР (железо, титан, платина, хром); интрузия Великой Дайки в Зимбабве (хром, платина); внедрения норитов Садбери в Канаде (кобальт, никель, медь, платина). У нас же в России к интрузиям аналогичного типа относятся габбро-норитовый комплекс Печенга (кобальт, никель, медь), Панская интрузия на Кольском полуострове (платина) и магматические образования Олонгской группы в Карелии (платина). Подчеркнем здесь, что интрузивные образования такого типа с такими высокими концентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни после него не возникали. Это еще раз подчеркивает уникальность раннепротерозойской металлогенической эпохи и свидетельствует в пользу приведенной здесь модели обогащения мантии в эту эпоху первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли в процессе формирования земного ядра в самом конце архея.

Благодаря описанному здесь процессу выделения земного ядра (см. рис. 6), в самом конце архея - раннем протерозое должна была повысится и концентрация железа в мантии (см. рис. 7). По нашим оценкам средняя концентрация металлического железа в мантии тогда достигала 5,5%, а двухвалентного железа – 15%. В океанических рифтовых зонах горячее железо вместе с его сульфидами и сульфидами других металлов (меди, цинка, свинца) поднималось к поверхности Земли и вступало там в контакт с океанскими водами. Контактируя с водой в бескислородной среде, характерной для раннего протерозоя, горячее железо окислялось до растворимой двухвалентной гидроокиси и разносилось течениями по всему океану. В приповерхностных условиях двухвалентное железо благодаря жизнедеятельности микробов и микроводорослей окислялось до трехвалентного состояния и выпадало в осадок, постепенно формируя уникальные железорудные формации докембрия. В месторождениях этого возраста сейчас сосредоточено около 90 - 95 % всех мировых запасов железа на Земле. Это еще раз подтверждает уникальность рубежа архей – ранний протерозой и убедительно свидетельствует в пользу описанного здесь механизма выделения земного ядра.

Таким образом, анализ изотопных отношений свинца в земных и лунных породах, а также многочисленные геологические данные, о которых упоминалось выше, практически однозначно свидетельствуют о том, что молодая Земля, как это и следует из основополагающей теории планетообразования В.С. Сафронова (1969), первоначально была относительно холодной и однородной планетой без плотного ядра и земной коры. Земля никогда полностью не плавилась, а ее ядро выделялось постепенно, начиная приблизительно с 4 - 3,8 млрд. лет назад и в течение всей дальнейшей истории ее геологического развития. Продолжается процесс роста земного ядра и сейчас, являясь при этом главным энергетическим процессом, питающим, тектоническую активность Земли (Монин, Сорохтин, 1982-б).

В заключение хотелось бы отметить, что совершенствуя теорию планетообразования обязательно необходимо учитывать современные геологические, геохимические и космохимические данные, часть из которых была изложена и проинтерпретирована в данной статье. Поэтому, создание совершенной теории образования Земли, Луны и других планет Солнечной системы возможно только в полном единении теоретических построений с фактическими геологическими, геохимическими и космогеологическими данными.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Азбель И.Я., Толстихин И.Н. Радиогенные изотопы и эволюция мантии Земли, коры и атмосферы.- Апатиты, Изд-во Кольского филиала АН СССР, 1988, - 140 с.

Витязев А.В., Печерникова Г.В., Сафронов В.С. Планеты земной группы: Происхождение и ранняя эволюция. - М.: Наука, 1990. - 296 с.

Витязев А.В., Печерникова Г.В. Ранняя дифференциация Земли и проблема лунного состава. Физика Земли, 1996, № 6, с. 3-16

Маров М.Я. Планеты Солнечной системы. - М.: Наука, 1986, - 320 с.

Мэйсон Б., Мелсон У. Лунные породы. - М.: Мир, 1973, - 166 с.

Монин А.С., Сорохтин О.Г. Об объемной гравитационной дифференциации Земли. Докл. АН СССР, 1981. Т.259, № 5, с. 1076-1079.

Монин А.С., Сорохтин О.Г. Эволюция Земли при объемной дифференциации ее недр. Докл. АН СССР, 1982. Т. 263, № 3, с. 572-575.

Монин А.С., Сорохтин О.Г. Тепловая эволюция Земли при объемном механизме дифференциации ее недр. Докл. АН СССР, 1982. Т. 266, № 1, 63-67.

Монин А.С., Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. О вкладе лунных приливов в эволюцию Земли. Докл. АН СССР, 1987. Т. 293, № 6, с. 1341-1345.

Мурбат С. Граничные условия эволюции архейской коры по возрастным и изотопным данным. В кн.: Ранняя история Земли. - М., Мир, 1980, с. 356-366.

Озима М., Подосек Ф. Геохимия благородных газов. - Л., Недра, 1987, - 343 с.

Рингвуд А.Е. Происхождение Земли и Луны. М., Недра, 1982, - 293 с.

Рускол Е.Л. Происхождение Луны. М., Наука, 1975, - 188 с.

Сафронов В.С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М., Наука, 1969, - 244 с.

Сорохтин О.Г. Происхождение Луны и начальные этапы развития Земли. Жизнь Земли. Изд-во МГУ, 1988, с. 5-24.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию Земли. М., Изд-во МГУ, 1989, - 111 с.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М., Изд-во МГУ, 1991, - 446 с.

Справочник по геохимии (Войткевич Г.В., Кокин А.В., Мирошников А.Е., Прохоров В.Г.). М., Недра, 1990, - 480 с.

Толстихин И.Н. Изотопная геохимия гелия, аргона и редких газов. - Л.: Наука, 1986, - 200 с.

Фор Г. Основы изотопной геологии. М., Мир, 1989, - 590 с.

Хендерсон П. Неорганическая геохимия. М., Мир, 1985, -339 с.

Шмидт О.Ю. Четыре лекции о теории происхождения Земли. М, Изд-во АН СССР, 1949, - 72 с.

Barton J.M. The pattern of Archaean crustal evolution in Southern Africa. Archaean geology Spec., Publs. Geol. Soc. Aust. 1981, № 7, pp. 21-31.

Fish F.F. Angular momenta of the planets. Icarus, 1967, № 7, p. 251-256.

Hartmann W., Larson S. Angular momenta of planetary bodies. Icarus, 1967, № 7, p. 257-260.

Jessberger E.K., Huneke J.C., Podosek F.A., Wasserburg G.J. High resolution argon analysis of neutron- irradiated Apollo 16 rocks and separated minerals. Proc. Fifth Lunar Sci. Conf. 1974. Vol. 2. P. 1419- 1449.

Jessberger E.K., Huneke J.C., Wasserburg G.J. Evidence for a ~ 4.5 aeon age of plagioclase clasts in lunar highland breccia. Nature 1974, 248, 199- 202.

Ohtani E, Ringwood A. Composition of the core 1. Solubility of oxygen in molten iron at hagh temperatures . Earth and Planet Sci. Lett. 1984. Vol. 71, No 1. P. 85-93.

Ohtani E, Ringwood A., Hibberson W. Composition of the core II. Effect of high pressure on solubility of FeO in molten iron. Earth and Planet Sci. Lett. 1984. Vol. 71. No 1. P. 94-103.

Ray S.L. Remnants of early Archaean rocks. Indian J. Earth Sci. 1983, v. 10, №2, pp. 224-227.

Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Letters, 1975, 26, pp. 207- 221.

Tera F., Papanastassiou D.A., Wasserburg G.J. Isotopic evidence for a terminal lunar cataclysm. Earth Planet. Sci. Lett. 1974/ Vol. 22, p. 1- 21.

Tera F., Wasserburg G.J. U- Th- Pb systematics on lunar rocks and infereses about lunar evolution and the age of the Moon. Proc. Fifth Lunar Sci. Conf. 1974. Vol. 2, p. 1571- 1599.

Tera F., Wasserburg G.J. The evolution and History of mare basalt's as inferred from U- Th- Pb systematics. Lunar Science. 1975. Vol. VI, p. 807- 809.