Глава 06. ПРИРОДА ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ ЗЕМЛИ (1119268), страница 15
Текст из файла (страница 15)
Вместо них наблюдаются зоны сжатия искучивания корового материала с характерными структурами мелких чешуй (тессер) илипротяженных гряд, как бы обтекающих крупные и холмистые плато – аналоги архейскихконтинентальных массивов и щитов. Характерным образованием на поверхности Венерыявляется область сочленения плато Лакшми с горами Максвелла (рис. 6.18).
Границамежду этими разными структурами фиксируется резким переходом от равнины плато,возвышающегося на 4–5 км над средним уровнем планеты, к крутому склону горМаксвелла, достигающих высоты 10–11 км и облегающих плато с востока и северовостока. При этом в пределах гор Максвелла в рельефе хребтов склоны, обращенные кмассиву Лакшми, часто оказываются более крутыми, чем противоположные им склоны,т.е. так же, как это показано и на рис. 6.17.Рис.
6.18. Радиолокационное изображение участка поверхности Венеры размером 500×550 км в местесочленения гор Максвелла – аналога зон скучивания тонких базальтовых пластин с плато Лакшми –аналогом континентального массива (в верхней правой части снимка видно изображение крупногометеоритного кратера Клеопатра)Приведенный здесь краткий сценарий формирования архейской коры не являетсячем-то новым.
Близкие модели описаны во многих работах (Гликсон, 1982; Конди, 1983;Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Для нас же важно, что рассмотренная здесь модельтектонического развития Земли в архее неплохо описала многие из известныхзакономерностей формирования земной коры в ту далекую эпоху. В частности, этамодель, по-видимому, правильно объясняет бимодальность магматических породархейской коры с доминированием в ней основных (толеитовые базальты) и кислых(гранитоиды тоналитового состава) пород с резко подчиненным значением среднихвулканитов (андезитов). Модель также объясняет происхождение наидревнейшихмигматитов архея – серых гнейсов, механизмы наращивания континентальной корыгранитоидным материалом снизу, заметную разность возрастов между базальтоидами и189сравнительно более молодыми гранитоидами в гранит-зеленокаменных поясах архея. Этаже модель объясняет происхождение гранулитовых массивов, формировавшихся наглубинах около 30 км, но затем всплывших к поверхности в виде гигантских куполов илинадвигания нижних этажей коры по разломам на земную поверхность, а также широкоеразвитие в архее мигматитов и многие другие закономерности развития архейской коры.Особо следовало бы остановиться на происхождении позднеархейских калиевыхгранитоидов, несколько потеснивших характерные для всего архея натриевыегранодиориты и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава.
Вопрос о происхождениигранитоидов этого типа с геохимической точки зрения подробно рассмотрен в работе С.Тейлора и С. Мак-Леннана (1988). Воспринимая многие их выводы, рассмотрим этупроблему в аспекте описываемой здесь модели геодинамики раннего докембрия.О мантийном происхождении основной массы этих гранитоидов свидетельствуютнизкие первичные отношения 87Sr/86Sr ≈ 0,702–0,703, лишь немного превышающиемантийный уровень того времени 0,701–0,7015. Само же это превышение, вероятно,можно объяснить частичным вовлечением в процессы их выплавления более древнихкоровых пород (включая Na-гранитоиды раннего архея) с добавлением осадочногоматериала (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).
О мантийном происхождении позднеархейскихгранитов Канады также говорят и результаты анализа присущих им отношений Sm/Nd. Втакой ситуации существенное обогащение позднеархейских гранитоидов калием помимоконтаминации коровым материалом можно объяснить только выплавлениемсоответствующих сиалических магм из водонасыщенных базальтов на больших глубинах,возможно превышающих уровень перехода базальта в эклогит или в области высокихдавлений гранулитовой фации.
Но для развития таких магматических процессов,естественно, необходимы были и специфические тектонические условия.Именно в позднем архее в связи с изменением режимов дифференциации земноговещества наблюдался сильный всплеск конвективной, а следовательно, и тектоническойактивности Земли (см. рис. 5.16). Одновременно с этим, около 2,7–2,8 млрд лет назад,происходил и максимальный перегрев верхней мантии с подъемом температуры до 1800–1850 °С (см. рис. 4.2).
Кроме того, благодаря постепенному накоплению воды вгидросфере, в течение почти всего позднего архея поверхность океана полностьюперекрывала уровень гребней срединно-океанических хребтов и расположенных на нихрифтовых зон, что, естественно, привело к существенному возрастанию насыщения водойбазальтов позднеархейской океанической коры. Фактически гидратация океаническихбазальтов тогда стала предельной.Все это, безусловно, должно было сказаться как на составе, так и на темпах ростаформировавшейся в позднем архее континентальной коры.
В частности, в то времядолжны были резко усилиться процессы торошения и скучивания литосферных пластин.Поэтому корни структур скучивания в то время могли глубоко погружаться в горячуюмантию и там переплавляться. Сейчас предельная глубина существования расплавов вювенильной мантии не превышает 80–100 км, но в позднем архее перегрев мантиидостигал 400–500° С и частичное плавление мантийного вещества распространялосьвплоть до глубин около 350–400 км. Поэтому если в то активное время корнискучиваемых океанических пластин вместе с насыщенными водой базальтамиокеанической коры погружались на глубины, превышающие 80–100 км, то выплавлениесиалических магм могло происходить при давлениях, бóльших перехода базальтов вгранатовые эклогиты.
При этом эклогиты, как тяжелая фракция, должны были опускатьсяв глубины мантии, унося с собой бóльшую часть MgO, FeO, CaO, TiO2, а также избыткиAl2O3, обогащая тем самым остаточные расплавы кремнеземом и щелочами (Грин,Рингвуд, 1968). Не исключено также, что силикатные магмы, породившие калиевыегранитоиды, проходили дополнительную фракционную дифференциацию с отсадкой напромежуточных глубинах низов коры Na-содержащих пироксенов и амфиболов типа190омфацита, жадеита и эгирина.
В результате легкий остаточный расплав обязательнообогащался бы К2О. Кроме того, предельная гидратация базальтов океанической корыприводила еще и к тому, что в зонах торошения литосферных пластин того временивыплавление сиалических магм происходило в условиях присутствия воды – сильнейшегоминерализатора, активно переносившего в расплавы все литофильные (гидрофильные)элементы, и прежде всего калий, рубидий, уран и торий. В условиях резко возросшихтепловых потоков и напряженнейших тектонических деформаций уже образовавшейсяконтинентальной коры часть корового материала, включая осадки, могла вновь попадать взоны торошения литосферных пластин и там повторно переплавляться, проходя такимпутем дополнительную дифференциацию и обогащение литофильными элементами. Всеэто, вместе взятое, по-видимому, и привело к формированию в позднем архее первыхкалиевых гранитоидов непрерывного ряда от гранодиоритов-монцонитов до адамеллитови настоящих калиевых гранитов.Подтверждением бóльшей глубинности выплавления основной массы калиевыхгранитоидов позднего архея могут служить наблюдаемые в них спектры распределенияредкоземельных элементов (рис.
6.19). Так, если гранитоиды действительно выплавлялисьна уровнях существования гранатовых лерцолитов, а гранаты, как известно, являютсяосновными концентраторами тяжелых элементов этой группы, то после сепарациирасплавов спектр редкоземельных элементов в самих гранитоидах должен быть обратным– существенно обедненным тяжелыми редкоземельными элементами. Но вдействительности так и наблюдается – все позднеархейские граниты характеризуютсясравнительно высокими отношениями La/Yb ≈ 20–30, тогда как менее глубинныераннеархейские и протерозойские гранитоиды обладают меньшими отношениями La/Yb ≈5–10.Рис.
6.19. Распределение редкоземельных элементов в архейских породах: 1 – поле раннеархейских Naгранитоидов; 2 – поле позднеархейских К-гранитоидов; 3 – толеитовые базальты Миннесоты; 4 – коматиитыОнвервахт; 5 – перидотитовые коматииты (по данным Тейлора и Мак-Леннан, 1988)Рассмотрим теперь специфику тектонических режимов формированияконтинентальной коры в архее. В связи с тем что тектоническая активность Земли191впервые должна была проявиться только в ее приэкваториальной зоне, то и первыеобъемы континентальной коры – наидревнейшие зародыши будущих континентов – моглиобразоваться только в низких широтах.
В ранние периоды архея, когда фронт зоннойдифференциации земного вещества располагался еще сравнительно неглубоко, от 400 до1000 км, в перекрывающей этот фронт мантии должны были возникать лишь мелкиеконвективные структуры, горизонтальные размеры которых не превышали несколькихсотен, максимум 1000 км. Следовательно, одновременно могло существовать иразвиваться несколько древнейших зародышей континентальной коры (типа формацийИсуа в Западной Гренландии), каждый из которых обязательно располагался над центромодного из нисходящих конвективных потоков в мантии (см.
рис. 6.4).По мере углубления фронта зонной дифференциации земного вещества размерымантийных конвективных ячеек должны были увеличиваться, а пояс тектоническойактивизации Земли – расширяться в область более высоких широт. В результатеувеличивались по массе и раздвигались друг от друга уже возникшие к этому времениядра будущих континентальных щитов. Судя по рассматриваемой модели (рис. 5.16 и6.16), в середине архея, около 3,2 млрд лет назад, должно было наблюдаться некотороеуспокоение тектонической активности Земли. Возможно даже, что тогда на короткоевремя вместо зон торошения и скучивания тонких базальтовых пластин возникали инормальные зоны поддвига литосферных плит.
Если это действительно так, то в серединеархея континентальная кора могла какое-то время наращиваться за счет островодужного(андезитового) магматизма. Однако уже в начале позднего архея, около 3,0 млрд летназад, произошла новая и на этот раз исключительно сильная активизация всехтектонических процессов.Начиная с этого момента резко активизировались все процессы формированияконтинентальной коры.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
