 | После архея |
Все это сказалось как на составе, так и на темпах роста формировавшейся в позднем архее континентальной коры. В частности, в то время резко усилились процессы торошения и скучивания литосферных пластин и корни структур скучивания глубоко погружались в горячую мантию и переплавлялись. Сейчас предельная глубина существования расплавов в ювенильной мантии не превышает 80–100 км, но в позднем архее перегрев мантии достигал 400–500оС и частичное плавление мантийного вещества распространялось вплоть до глубин около 350–400 км.
В то активное время корни скучиваемых океанических пластин вместе с насыщенными водой базальтами океанической коры погружались на глубины, превышающие 80–100 км и выплавление
сиалических магм происходило при давлениях перехода базальтов в гранатовые эклогиты. При этом эклогиты, как тяжелая фракция, опускались в глубины мантии, унося с собой большую часть MgO, FeO, CaO, TiO2 и избытки Al2O3, обогащая тем самым остаточные расплавы кремнеземом и щелочами (Грин, Рингвуд, 1968). Не исключено также, что силикатные магмы, породившие калиевые гранитоиды, проходили дополнительную фракционную дифференциацию с отсадкой на
промежуточных глубинах низов коры Na-содержащих пироксенов и амфиболов типа омфацита, жадеита и эгирина. В результате легкий остаточный расплав обогащался К2О. Кроме того, предельная гидратация базальтов океанической коры приводила еще к тому, что в зонах торошения литосферных пластин выплавление сиалических магм происходило в условиях присутствия воды – сильнейшего минерализатора, активно переносившего в расплавы все литофильные (гидрофильные) элементы, и прежде всего калий, рубидий, уран и торий. В условиях резко возросших тепловых потоков и напряженнейших тектонических деформаций уже образовавшейся континентальной коры часть корового материала, включая осадки, могла вновь попадать в зоны торошения литосферных пластин и там повторно переплавляться, проходя таким
путем дополнительную дифференциацию и обогащение литофильными элементами. Все это вело к формированию в позднем архее первых калиевых гранитоидов непрерывного ряда от гранодиоритов-монцонитов до адамеллитов и настоящих калиевых гранитов.
Подтверждением большей глубины выплавления основной массы калиевых гранитоидов позднего архея служат наблюдаемые в них спектры распределения редкоземельных элементов. Так, если гранитоиды действительно выплавлялись на уровнях существования гранатовых лерцолитов (гранаты являются основными концентраторами тяжелых элементов этой группы), то после сепарации расплавов спектр редкоземельных элементов в самих гранитоидах должен быть существенно обедненным тяжелыми редкоземельными элементами. Все позднеархейские граниты характеризуются высокими отношениями La/Yb= 20–30, тогда как менее глубинные раннеархейские и протерозойские гранитоиды обладают меньшими отношениями La/Yb =5–10.
Специфика тектонических режимов формирования континентальной коры в архее следующая:
первая тектоническая активность Земли проявилась только в приэкваториальной зоне и первые
объемы континентальной коры, наидревнейшие зародыши будущих континентов, образовались только в низких широтах. В раннем архее, когда фронт зонной дифференциации земного вещества располагался неглубоко, от 400 до 1000 км, в перекрывающей этот фронт мантии возникли лишь мелкие конвективные структуры, горизонтальные размеры которых не превышали нескольких сотен км. Следовательно одновременно существовали и развивались несколько древнейших ядер континентальной коры (типа формаций Исуа в Западной Гренландии), каждый из которых обязательно располагался над центром нисходящей конвекции.
По мере дифференциации земного вещества размеры мантийных конвективных ячеек увеличивались, а пояс тектонической активизации Земли расширялся в область более высоких широт. В результате увеличивались по массе и раздвигались друг от друга уже возникшие к этому времени ядра будущих континентальных щитов. В середине архея (3200 Ма) произошло успокоение тектонической активности и возможно даже, что тогда вместо зон торошения и скучивания тонких базальтовых пластин возникали и нормальные зоны поддвига литосферных плит. Если это действительно так, то в середине архея континентальная кора могла наращиваться уже счет островодужного (андезитового) магматизма. Однако в начале позднего архея (3000 Ма) произошла сильная активизация всех тектонических процессов.
С этого момента резко активизировались все процессы формирования континентальной коры. Значительные изменения тектонических режимов формирования архейской коры произошли в конце позднего архея (2900-2600Ма), когда в недрах Земли стал развиваться катастрофический процесс образования земного ядра, что привело к установлению в мантии одноячеистой конвективной структуры с исключительно интенсивными течениями мантийного вещества, направленными от экваториальной зоны одного из полушарий планеты к другому, антиподному полушарию. В конце позднего архея обособленные континентальные массивы стали стремительно перемещаться к центру нисходящего потока на экваторе Земли, сталкиваться друг с другом, существенно деформироваться и объединяться в единый первый суперконтинент Моногея.
Если это было действительно так, то в конце позднего архея (2600Ма) произошла единовременная деформация почти всех окружавших континентальные массивы зон торошения базальтовых пластин – будущих зеленокаменных поясов конца архея. Приблизительно тогда же, лишь с небольшим запаздыванием, должен был наблюдаться и мощнейший импульс гранитизации, сопровождавшийся “выжиманием” (благодаря интенсивному сжатию континентальных окраин) огромных масс гранитоидных расплавов из-под зон скучивания базальтовых пластин в верхние этажи вновь формируемой континентальной коры. Судя по данным К.Конди (1983), первая четкая корреляция рассматриваемых тектонических событий наблюдалась одновременно на всех архейских континентальных щитах в конце архея. В раннем же архее трудно выделить синхронные тектонические события на всех континентах, поскольку раннеархейские зародыши континентов во многом развивались независимо друг от друга и каждый из них еще располагался в отдельной области нисходящих течений многоячеистой конвективной структуры верхней мантии. Учитывая широтную зависимость интенсивности конвективных процессов в архейской мантии, наблюдаемые различия во временах проявления тех или иных тектонических событий на разных континентах в раннем архее и первой половине позднего архея можно объяснить разным широтным положением уже существовавших тогда континентальных массивов.
А.С. Монин (1979) показал, что, согласно законам механики, вращение планеты становится устойчивым только тогда, когда “центр тяжести” суперконтинента располагается на ее экваторе. Если первый суперконтинент образовался в другом месте, то под влиянием сил инерции все тело планеты поворачивается по отношению к оси ее вращения таким образом, чтобы “центр тяжести” такого суперконтинента попал на экватор. А это значит, что и Моногея также должна была располагаться на экваторе Земли. Тем не менее в раннем протерозое (2400-2500 Ма), на ее просторах наступило первое в истории Земли Гуронское оледенение, одновременно проявившееся на нескольких щитах – в Канаде, Южной Африке, Индии, Западной Австралии и на Балтийском щите. Объясняется это тем, что в раннем протерозое, после начала гидратации ультраосновных пород и образования серпентинитового слоя океанической коры, произошло связывание в карбонатах плотной углекислотной атмосферы архея, исчезновение парникового эффекта и как следствие этого резкое похолодание климата (с установлением средней по Земле температуры около 8 °С). Вместе с тем уровень стояния континентов в первой половине раннего протерозоя (после архея) оставался еще сравнительно высоким – около 2–2,5 км над уровнем океана. Поэтому Гуронское экваториальное оледенение, по сути высокогорное оледенение, хотя ледники, по-видимому, сползали на уровень океана.
После завершения в конце архея бурного процесса выделения в недрах Земли окисножелезного ядра, в котором тогда оказалось сосредоточено до 65% массы современного ядра, дальнейший тектонический режим развития планеты стал спокойнее. Резкое снижение тектонической активности в протерозое привело к столь же резкому увеличению времени жизни и мощности литосферных плит. В результате плотность плит стала выше плотности мантии и как следствие на смену зонам торошения архея появились нормальные зоны субдкуции. Кроме того, около 2500МА существенно изменились состав и строение океанической коры и вместо чисто базальтовой коры архея уже в начале протерозоя сформировался ее третий, серпентинитовый слой – основной резервуар связанной воды в океанической коре. Все это привело к тому, что начиная с протерозоя на Земле прочно устанавливается тектонический режим тектоники литосферных плит.
Основные эволюционные закономерности тектонического развития Земли следующие. В связи с изменением тектонического режима преобразования океанической коры в континентальную в послеархейское время кардинально изменился процесс формирования континентальной коры. На смену ареальному коровому магматизму в основном тоналит-трондьемитового состава, возникавшему в зонах скучивания океанической коры, пришел известково-щелочной магматизм линейных зон субдукции. Изменились и процессы образования гранитоидов - в послеархейское время они формировались из коровых источников за счет переплавления терригенных пород, затягивавшихся в зоны субдукции или в результате метаморфической переработки осадочных толщ в тылу зон субдукции перегретыми флюидами, поднимающимися из тех же зон поддвига плит. Следует заметить, что в раннем протерозое происходило резкое угнетение или даже почти полное исчезновение известково-щелочного (андезитового) магматизма (Борукаев, 1985; Фролова, 1992)то связано со спецификой состава раннепротерозойских океанических осадков (массовое отложение железорудных формаций). Попадая в зоны субдукции, тяжелые железистые осадки уже не могли выжиматься из зазора между плитами и выполняли там роль “смазки”, препятствуя тем разогреву и переплавлению коренных пород пододвигаемой океанической коры за счет ее сухого трения с надвигаемой плитой. Именно поэтому известково-щелочной магматизм зон субдукции в современной форме проявился лишь в среднем протерозое после ослабления процессов отложения железорудных формаций.
После архея существенно снизилась температура выплавления первичных коровых расплавов. Разогрев пород океанической коры в зонах субдукции происходил не за счет тепла, идущего из глубин мантии, а благодаря внутреннему трению, сопровождающему их сдвиговые деформации. Этот процесс регулируется температурой начала плавления силикатов, так как их частичное плавление снижает суммарную вязкость попавших в зоны субдукции пород океанической коры и тем самым уменьшает дальнейшую генерацию тепла. В результате саморегулирующийся процесс автоматически поддерживает температуру генерации известково-щелочных магм на уровне, незначительно превышающем анатексис водонасыщенных базальтов океанической коры. Именно поэтому в зонах субдукции никогда не происходит извержений перегретых магм: их обычная температура 1100–1200°С (для гранитоидных магм -800–900 °С) и никогда не превышает 1250–1300 °С, тогда как в архее выплавление коровых магм происходило с перегревом до 1500–1600 °С.
Еще одной отличительной особенностью формирования континентальной коры в послеархейское время стало выплавление коровых магм и протекание метаморфических процессов регионального метаморфизма в условиях избытка воды, поступающей из зон субдукции при дегидратации там серпентинитов океанической коры. За весь протерозой и фанерозой через зоны субдукции профильтровалось около 2,3•1025 г воды, что приблизительно в 16 раз превышает ее массу в современном Мировом океане. Вода является сильным химическим реагентом и минерализатором, активно переносящим в континентальную кору все литофильные и гидрофильные элементы.
Изменившиеся условия формирования континентальной коры в послеархейское время четко проявляются в геохимических соотношениях однотипных пород разного возраста. По данным Я. Вейзера (1980) по изменению отношений K2O/Na2O в коровых изверженных породах разного возраста все изверженные породы раннего архея характеризуются типично базальтовыми отношениями K2O/Na2O = 0,5. В позднем архее в связи с выплавлением калиевых гранитоидов эти отношения постепенно возрастали, но накопление калия в коре происходило в раннем протерозое, когда вновь образованный серпентинитовый слой океанической коры начал насыщаться водой, однако к концу раннего протерозоя в связи с достижением предела водонасыщения океанической коры отношения K2O/Na2O достигли равновесного значения 1,2–1,5.Локальный минимум рассматриваемых отношений в мезозое вызван глобальной трансгрессией моря на континенты и, следовательно, уменьшением сноса корового материала в океан и далее в зоны субдукции.