Сильно деформированные породы амфиболитовой фации вулканические и осадочные

Сильно деформированные породы амфиболитовой фации (вулканические и осадочные) преобладающие в супракрустальном поясе Исуа являются тектоничесикми фрагментами.

Эволюция гнейсового комплекса Itsaq (юго-западная Гренландия) В период 3, 85 -3, 69 млр. л имели место этапы роста континентальной коры при внедрении тоналитов. Следующий этап (3, 65 -3, 55) сопровождался образованием граниттов при плавлении тоналитов, а также метаморфизмом и деформациями. Этот этап интерпретируется как коллизияю

Древнейший детритовый циркон из из докембрйских метакварцитов кратона Илгарн (Западная Австралия). Этот циркон содержит включения кварца, что предполагает существование гранитов с возрастом больше 4 млр. лет. Цирконы имеют утяжеленный изотопный состав кислорода (δ 18 О = 5, 0 -7, 3). Это свидетельствует что граниты с возрастом больше 4 млр. лет образовывались при плавлении ранее гидратированной при взаимодействии с холодной поверхностной водой коры.

Верхняя граница тропосферы находится на высоте 8— 10 км в полярных, 10— 12 км в умеренных и 16— 18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы. Содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0, 65°/100 м. Стратосфера располагается на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11— 25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25— 40 км от − 56, 5 до 0, 8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0° С), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой. В стратосфере располагается слой озоносферы ( «озоновый слой» ) (на высоте от 1520 до 55 -60 км), который определяет верхний предел жизни в биосфере. Озон (O 3) образуется в результате фотохимических реакций наиболее интенсивно на высоте ~30 км. Общая масса O 3 составила бы при нормальном давлении слой толщиной 1, 7 -4, 0 мм, но и этого достаточно для поглощения губительного для жизни ультрафиолетового излучения Солнца. Разрушение O 3 происходит при его взаимодействии со свободными радикалами, NO, галогенсодержащими соединениями. В стратосфере и более высоких слоях под воздействием солнечной радиации молекулы газов диссоциируют— на атомы (выше 80 км диссоциируют СО 2 и Н 2, выше 150 км — О 2, выше 300 км — Н 2). На высоте 200 -500 км в ионосфере происходит также ионизация газов, на высоте 320 км концентрация заряженных частиц (О+2, О− 2, N+2) составляет ~ 1/300 от концентрации нейтральных частиц. В верхних слоях атмосферы присутствуют свободные радикалы — ОН • , НО • 2 и др. В стратосфере почти нет водяного пара.

Мезосфе ра —(от греч. mesos - средний и sphaira- шар) слой атмосферы, расположенный между стратосферой и термосферой на высотах примерно от 50 до 80 -90 км. Темп-pa T в M. понижается с высотой от 260 -280 К у её основания до 170 -200 К вблизи т. н. мезопаузы - переходного слоя от M. к термосфере. Такое повышение температуры связано с энергичным поглощением солнечной радиации (излучения) озоном. Термин принят Географическим и геофизическим союзом в 1951 году. Термосфе ра (другое название — ионосфе ра) — слой атмосферы, следующий за мезосферой, — начинается на высоте 80– 90 км и простирается до 800 км. Температура воздуха в термосфере быстро и неуклонно возрастает и может варьироваться от 500 К до 2000 К, в зависимости от степени солнечной активности. Причиной является поглощение ультрафиолетового излучения Солнца на высотах 150– 300 км, обусловленное ионизацией атмосферного кислорода. В нижней части термосферы рост температуры в сильной мере обусловлен энергией, выделяющейся при объединении (рекомбинации) атомов кислорода в молекулы (при этом в энергию теплового движения частиц превращается энергия солнечного УФ-излучения, поглощённая ранее при диссоциации молекул O 2). На высоких широтах важный источник теплоты в термосфере — джоулева теплота, выделяемая электрическими токами магнитосферного происхождения. Этот источник вызывает значительный, но неравномерный разогрев верхней атмосферы в приполярных широтах, особенно во время магнитных бурь.

• Экзосфе ра (От греч. Exo — снаружи, вне + Sphaira — шар) — самая внешняя часть верхней атмосферы Земли и планет с низкой концентрацией нейтральных атомов. Для атомов экзосферы достаточно высока вероятность покинуть атмосферу без столкновений с другими атомами. Протяжённую экзосферу Земли, распространяющуюся вплоть до высот порядка 100 тыс. км, часто называют геокороной, она состоит из атомов водорода, «испаряющихся» из верхней атмосферы.

Светимость Солнца составляла 71% от светимости в настоящее время. В то же время Солнце было источником мощного ультрафиолетового и рентгеновского излучений

• Отношение 20 Ne/36 Ar – 30 на Солнце и 0, 3 в атмосфере Земли, Марса и Венеры. • Солнечное отношение N/Ne -1. В земной атмосфере это отношение в 86000 раз больше. • Одним из факторов влияющих на состав атмосферы было сильное ультрафиолетовое излучение Солнца, • которое приводило к разрушению молекул H 2 O и CO 2 на атомы или молекулы H 2 и СО. • Большинство воды при акреции получено Землей в виде водосодержащих силикатов. Вода также может образовываться при окислении водорода и углеводородов. Однако в первом случае должно наблюдаться низкое отношение D/H, а во втором высокое С/H.

Значительная часть мантии была расплавлена в результате столкновения с Теей, а некоторая часть испарилась. После столкновения атмосфера состояла главным образом из силикатных облаков, образовавшихся при испарении пород (2500 К). При конденсации выпадали силикаты в виде дождя. При дегазации остывающей мантии выделялась вода и другие летучие компоненты. После выпадения силикатов состав атмосферы CO 2 -CO-H 2. Также в атмосфере присуствовали азот и благородные газы и возможно такие летучие элементы как цинк и свинец. . В то же время значительная часть воды оставалась в расплавленной мантии. Термальное блокирование Земли атмосферой контролировало скорость охлаждения магматического океана. Когда температура была выше 2000 К скорость охлаждения была высокой. После охлаждения до 1700 К термальный эффект атмосферы стал очень эффективным.