Эволюция Земли

Общая направленность эволюции планеты - неуклонное снижение теплового потока и флюидопотока из глубоких недр Земли. Тепловой поток в архее мог быть в 3—4 раза выше современного. Его уменьшение не было плавным; происходило периодическое накопление и сбрасывание тепла, что сказывалось в периодическом изменении интенсивности тектогенеза и магматизма, последний максимум которой приходится на современную, неотектоническую стадию позднемезозойско-кайнозойского этапа развития Земли. С этими изменениями должны коррелироваться изменения радиуса Земли, ее полярного сжатия и скорости вращения. Обшей тенденцией становится уменьшение радиуса Земли, сказывающееся в преобладании напряжений сжатия над напряжениями растяжения, локализованными в рифтовых системах.

На фоне прогрессирующего охлаждения Земли и ее сжатия происходила дифференциация первично почти однородного вещества на оболочки. В период аккреции(первые 100 Му истории Земли), выделилось ее внутреннее ядро; затем (не позднее 3500 Ма) — ее внешнее ядро; до 4000 Ма стала формироваться первичная базальтовая кора за счет выплавок из верхней мантии, а в интервале 4000—3000 Ма появилась протоконтинентальная тоналитовая кора; к 2500 Ма возникла зрелая континентальная кора, почти тотчас же разделившаяся на верхний, гранитогнейсовый, и нижний, гранулито-базитовый, слои. Интенсивный рост континентальной коры продолжался до 1700 Ма и возникло от 60 до 80% современной континентальной коры. Наращивание континентальной коры шло за счет истощения верхней мантии; нижняя мантия подпитывала верхнюю флюидами.

Таким образом, к концу раннего докембрия завершилось разделение твердой Земли на оболочки, из которых каждая верхняя отличается от подстилающей более сложным химическим и минералогическим составом. Ядро состоит из железа с примесью никеля и, возможно, кремния, серы или кислорода, т.е. из отдельных элементов.

Нижняя мантия сложена примитивными силикатами и окислами, верхняя мантия — также силикатная, но более сложная (пироксены, гранаты). Самым сложным составом обладает земная кора, обогащенная литофильными элементами и их соединениями.

В позднем докембрии и фанерозое рост континентальной коры продолжался в замедленном темпе, прерываясь ее деструкцией, первая фаза которой приходится на ранний протерозой. Рост континентальной коры происходил уже за счет более примитивной океансичекой коры в результате ее субдукции, скучивания в аккреционных клиньях, островодужного и коллизионного магматизма, метаморфизма, гранитизации.

Континентальная кора обладает «плавучестью» по отношению к океанической, а континентальная литосфера по отношению к астеносфере является «непотопляемой», но разрушение континентальной коры все же идет, причем двояким путем. Один из них — денудация континентов, но основной объем сносимого с континентов материала оседает в пределах континентальных склонов и подножий и в дальнейшем, при коллизии континентов и островных дуг возвращается в состав континентальной коры.

Другой способ разрушения континентальной коры — тектоническая эрозия краев континентов в зонах субдукции. Продукты этой эрозии, поглощаясь зонами субдукции, наращивают континент снизу, а также, вместе с частью осадочного слоя океанической коры уносятся по представлениям А.Е. Рингвуда до подошвы верхней мантии и глубже, а затем вовлекаются в мантийные струи (плюмы) и обогащают магму вулканических островов. Последние рано или поздно сталкиваются с континентами и входят в их состав. Таким образом, континентальный материал в конечном счете возвращается в состав континентов, пройдя круговорот (recycling).

Структура континентальной коры систематически усложняется в связи с появлением все новых генераций подвижных поясов и систем, несмотря на их унаследованность от более древних. В итоге современная структура континентов отличается крайней сложностью, особенно в их верхних горизонтах, чему способствуют расслоенность литосферы и земной коры, дисгармоничные деформации отдельных слоев и пластин, изменение ориентировки напряжений вследствие перемещений литосферных плит.

В ходе развития земной коры и литосферы менялся стиль деформаций и создаваемых структурных форм. В архее деформации шли повсеместно с одинаковой интенсивностью и были в основном пластичными (ductile). В конце архея верхняя кора стала хрупкой (brittle), в ней появились разломы, по которым в раннем протерозое началось раскалывание эпиархейского суперконтинента. Оно привело к разделению литосферы и коры на устойчивые блоки непереработанной континентальной коры — протоплатформы и подвижные пояса, закладывающиеся на той же коре, но утоненной и переработанной или даже замещенной корой океанического типа.

Протоплатформы отличались повышенной подвижностью от своих более поздних аналогов и появлением гранитогнейсовых куполов, обязанным разогреву и ремобилизации кристаллического фундамента под их слаботеплопроводным чехлом. В конце архея - протерозое возникли гранулито-гнейсовые пояса как продукты коллизии протоплатформ. С позднего протерозоя стиль деформаций приобрел почти современный характер. Появление эвапоритовых формаций провоцировало соляной диапиризм, к которому в позднем кайнозое присоединились глиняный диапиризм и грязевой вулканизм (не исключено, что последние проявлялись и раньше, но их следы стерты в геологической летописи).

Эволюционировала и магматическая деятельность. Эффузивные покровы и силлы основной и ультраосновной магмы и пластовые интрузии гранитоидов были особенно широко распространены в архее. В позднем архее появляются диапировые интрузии гранитоидов, внедряющиеся в зеленокаменные пояса. В конце архея и начале протерозоя впервые массовое развитие получают дайковые рои, широко представленные среди более молодых образований и являющиеся предтечами комплексов параллельных даек в офиолитах. В раннем протерозое, возникают первые крупные дифференцированные пластообразные плутоны габбро-анортозитов, которые вместе с гранитами-рапакиви значимы в среднем протерозое. К тому же времени относится появление кольцевых плутонов ультраосновных — щелочных пород и кимберлитовых трубок, формировавшихся во все более молодые времена. С раннего протерозоя известны и краевые вулканоплутоничесюие пояса и крупные гранитные батолиты, в то время как вулканические островные дуги появились уже в позднем архее.

В конце архея - протерозое образуются поля платобазальтов с сопутствующими им интрузивными телами (траппы). Они почти полностью отсутствуют в палеозое и снова приобретают большое значение в мезозое и кайнозое в тесной связи с новообразованием океанов.

Появление новых типов магматических образований совпадает с концом архея — началом протерозоя, когда в развитии литосферы начинает утверждаться тектоника плит, а в мантии устанавливаются устойчивые системы конвекции. Несколько позднее в протерозое появляется пояса метаморфитов высокого давления — низкой температуры, глаукофановые сланцы. Их роль в раннем протерозое играли более высокотемпературные эклогиты.

Параллельно развитию литосферы шло развитие астеносферы. Зародившаяся в виде расплавленного слоя на поверхности планеты как «магматический океан», затем по мере остывания ушедшая на некоторую глубину под новообразованную первичную кору, астеносфера приобрела характер частично плавленной оболочки изменчивой мощности и вязкости.

Удаление тепла Земли всегда обеспечивалось конвекцией, но тип конвекции изменялся в течение истории. Хаотическая конвекция двух наиболее ранних этапов сменилась более упорядоченной в архее, как об этом свидетельствуют план расположения зеленокаменных поясов и закономерное изменение их возраста в пределах отдельных щитов в определенном направлении. Несколько другой, но также мелкоячеистый тип конвекции (конвекция Рэлея—Бенара) с небольшими полигональными ячеями установился в раннем протерозое. Начиная с позднего протерозоя господствует крупноячеистая конвекция — одноячеистая в эпохи существования суперконтинентов, дву- или многоячеистая в эпохи их распада.

Периодическое образование суперконтинентов начиная с конца архея и их распад представляют одну из важнейших закономерностей развития литосферы, равно как и постоянная, также с отдаленных времен, диссимметрия Земли с ее разделением на материковое и океанское полушария: суперконтиненту постоянно противостояла Панталасса. Суперконтинент всегда оказывался неустойчивым. Не успев образоваться, он начинал раскалываться рифтогенезом, что объясняется накоплением под его мощной и слаботеплопроводной литосферой эндогенного тепла. Последнее приводило к частичному плавлению верхней мантии и накоплению в основании коры базальтовой магмы ("underplating"), в особенности в зонах рифтинга и под трапповыми полями. Есть основания считать, что с протерозоя наблюдалась периодическая смена общемантийной конвекции двухъярусной, раздельной в нижней и верхней мантии. По мнению П. Машетеля и П. Вебера, это могло происходить с периодичностью в 500 Му. Представляется, что общемантийная конвекция могла возникать в период существования суперконтинентов и приводить к их распаду, после чего она сменялась двухъярусной.

Кроме чередования периодов возникновения и разрушения суперконтинентов отмечается тенденция перемещения континентов в течение позднего фанерозоя в северном направлении с их откалыванием от Антарктиды. Кроме того, в течение палеозоя и мезозоя шло откалывание микроконтинентов от Гондваны с их последовательным причленением к Лавразии. В Тихоокеанской области откалывание микроконтинентов сменялось их обратным причленением к материнским континентам; процесс носил «аккордеонный» характер, по выражению китайского геолога Хуан Цзыциня. В мезозое и кайнозое в северной половине Тихоокеанской области по обе стороны океана шло смещение микроконтинентов и океанских поднятий в северном направлении. Причины всех этих смещений пока не ясны; они должны быть связаны с перестройками систем конвективных течений в астеносфере.

Намечается возрастание амплитуды смещений по транаформным разломам от полюсов к экватору, некоторая тенденция левостороннего смещения Северного полушария относительно Южного и др.