Глава 06. ПРИРОДА ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ ЗЕМЛИ (1119268), страница 16
Текст из файла (страница 16)
Особенно значительные изменения тектонических режимовформирования архейской коры произошли в конце позднего архея, 2,9–2,6 млрд лет назад,когда в недрах Земли стал развиваться катастрофический процесс образования земногоядра (см. раздел 4.4), что привело к установлению в мантии одноячеистой конвективнойструктуры с исключительно интенсивными течениями мантийного вещества,направленными от экваториальной зоны одного из полушарий планеты к другому,антиподному полушарию. В результате в конце позднего архея все обособленные до этогоконтинентальные массивы стали стремительно перемещаться к центру нисходящегопотока на экваторе Земли, сталкиваться друг с другом, существенно деформироваться иобъединяться в единый континентальный массив (см.
рис. 4.9). По-видимому, именнотаким путем и возник первый в истории нашей планеты суперконтинент Моногея.Если это было действительно так, то в конце позднего архея, около 2,6 млрд летназад, должна была произойти практически единовременная деформация почти всехокружавших континентальные массивы зон торошения базальтовых пластин – будущихзеленокаменных поясов конца архея.
Приблизительно тогда же, лишь с небольшим запаздыванием, должен был наблюдаться и мощнейший импульс гранитизации,сопровождавшийся “выжиманием” (благодаря интенсивному сжатию континентальныхокраин) огромных масс гранитоидных расплавов из-под зон скучивания базальтовыхпластин в верхние этажи вновь формируемой континентальной коры. Судя по данным К.Конди (1983), так и было в действительности. На рис. 6.5, заимствованном из этой работы,хорошо видно, что первая четкая корреляция рассматриваемых тектонических событийнаблюдалась одновременно практически на всех архейских континентальных щитахтолько в конце архея, около 2,7–2,6 млрд.
лет назад.Прослеживается также корреляция событий после перехода режима развитияконтинентальной коры от раннеархейского к более интенсивному позднеархейскому этапуоколо 3,0 млрд лет назад. Однако здесь корреляция выражена значительно слабее и на192разных континентах тектонические события этого периода проявлялись далеко не всегдасинхронно. В раннем же архее вообще трудно выделить синхронные тектоническиесобытия на всех континентах, поскольку раннеархейские зародыши континентов вомногом развивались независимо друг от друга и каждый из них еще располагался вотдельной области нисходящих течений многоячеистой конвективной структуры верхнеймантии. Учитывая широтную зависимость интенсивности конвективных процессов вархейской мантии, наблюдаемые различия во временах проявления тех или иныхтектонических событий на разных континентах в раннем архее и первой половинепозднего архея можно объяснить разным широтным положением уже существовавшихтогда континентальных массивов.А.С.
Монин (1979, 2000) показал, что, согласно законам механики, вращениепланеты становится устойчивым только тогда, когда “центр тяжести” суперконтинентарасполагается на ее экваторе. Если первоначально такой суперконтинент образовался вдругом месте, например в высоких широтах, то под влиянием сил инерции все телопланеты поворачивается по отношению к оси ее вращения таким образом, чтобы “центртяжести” такого суперконтинента попал на экватор. А это значит, что и Моногея такжедолжна была располагаться на экваторе Земли.
Тем не менее в раннем протерозое, около2,4–2,5 млрд лет назад, на ее просторах наступило первое в истории Земли Гуронскоеоледенение, одновременно проявившееся на нескольких щитах – в Канаде, ЮжнойАфрике, Индии, Западной Австралии и на Балтийском щите (Чумаков, 1978). Объясняетсяэто тем, что в раннем протерозое, после начала гидратации ультраосновных пород иобразования серпентинитового слоя океанической коры, произошло связывание вкарбонатах плотной углекислотной атмосферы архея, исчезновение парникового эффектаи как следствие этого резкое похолодание климата (с установлением средней по Землетемпературы около 8 °С).
Вместе с тем уровень стояния континентов в первой половинераннего протерозоя (после архея) оставался еще сравнительно высоким – около 2–2,5 кмнад уровнем океана (см. рис. 10.17). Поэтому Гуронское экваториальное оледенение, посути, является высокогорным оледенением холодного климата (Сорохтин, Сорохтин,1997), хотя прибрежные ледники, по-видимому, и сползали на уровень океана.После завершения в конце архея бурного процесса выделения в недрах Землиокисножелезного ядра, в котором тогда оказалось сосредоточено до 65% массысовременного ядра, дальнейший тектонический режим развития планеты стал значительноболее спокойным.
Резкое снижение тектонической активности Земли в протерозоепривело к столь же резкому увеличению времени жизни и мощности литосферных плит(см. рис. 6.16). В результате плотность плит стала выше плотности мантии и как следствиена смену зонам торошения и скучивания тонких базальтовых пластин, столь характерныхдля архея, появились нормальные зоны поддвига плит современного типа. Кроме того,около 2,5 млрд лет назад 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 этиизменения привели к тому, что начиная с протерозоя на Земле прочно устанавливаетсятектонический режим развития, описываемый теорией тектоники литосферных плит.Остановимся теперь на основных эволюционных закономерностях главнойпоследовательности тектонического развития Земли. В связи с изменениемтектонического режима преобразования океанической коры в континентальную впослеархейское время кардинально изменился и сам процесс формированияконтинентальной коры. На смену ареальному коровому магматизму в основном тоналиттрондьемитового состава, возникавшему в зонах скучивания океанической коры, пришелизвестково-щелочной магматизм линейных зон поддвига плит. Изменились и процессыобразования гранитоидов.
В послеархейское время они, как правило, формировались изкоровых источников вещества и в большей части, по-видимому, за счет повторного193переплавления терригенных песчано-глинистых осадков, например затягивавшихся взоны поддвига плит, либо благодаря метаморфической переработке осадочных толщ втылу зон поддвига плит перегретыми флюидами, поднимающимися из тех же зонподдвига плит, как это показано на рис. 6.20.Рис. 6.20. Картина формирования континентальной коры в протерозое и фанерозое за счет частичногопереплавления и дегидратации океанической коры и перекрывающих ее пелагических осадков в зонахподдвига океанических плит под островные дугиЗдесь, правда, следует обратить внимание, что в раннем протерозое происходилорезкое угнетение или даже почти полное исчезновение известково-щелочного(андезитового) магматизма (Борукаев, 1985; Фролова, 1992). Вероятнее всего, это былосвязано со спецификой состава раннепротерозойских океанических осадков, посколькутогда происходило массовое отложение железорудных формаций.
Попадая в зоныподдвига плит, тяжелые железистые осадки уже не могли выжиматься из зазора междуплитами и выполняли там роль “смазки”, препятствуя тем самым разогреву ипереплавлению коренных пород пододвигаемой океанической коры за счет ее сухоготрения с надвигаемой плитой. Именно поэтому известково-щелочной магматизм зонподдвига плит в современной форме проявился лишь в среднем протерозое послеослабления процессов отложения железорудных формаций.После архея существенно снизилась температура выплавления первичных коровыхрасплавов. Действительно, разогрев пород океанической коры в зонах поддвига плит восновном происходит не за счет тепла, идущего из глубин мантии, а благодарявнутреннему трению, сопровождающему их сдвиговые деформации.
Но этот процессрегулируется температурой начала плавления силикатов, так как их частичное плавлениезначительно уменьшает суммарную вязкость попавших в зоны субдукции породокеанической коры и тем самым снижает дальнейшую генерацию тепла. В результатесаморегулирующийся процесс автоматически поддерживает температуру генерацииизвестково-щелочных магм на уровне, незначительно превышающем анатексисводонасыщенных базальтов океанической коры. Именно поэтому в зонах поддвига плитникогда не происходит извержений перегретых магм: их обычная температура 1100–1200°С (для гранитоидных магм они еще ниже – всего 800–900 °С) и никогда не превышает1250–1300 °С, тогда как в архее выплавление коровых магм могло происходить с оченьбольшим перегревом, вплоть до 1500–1600 °С.Еще одной отличительной особенностью формирования состава континентальнойкоры в послеархейское время стало выплавление коровых магм и протекание194метаморфических процессов регионального метаморфизма в условиях избытка воды,поступающей из зон поддвига плит при дегидратации там серпентинитов океаническойкоры.
Можно подсчитать, что за весь протерозой и фанерозой через зоны поддвига плитпрофильтровалось около 2,3·1025 г воды, что приблизительно в 16 раз превышает ее массув современном Мировом океане! Это очень важный фактор, поскольку вода являетсясильным химическим реагентом и минерализатором, активно переносящим вконтинентальную кору все литофильные и гидрофильные элементы.Изменившиеся условия формирования континентальной коры в послеархейскоевремя четко проявляются в геохимических соотношениях однотипных пород разноговозраста.
Показательны данные Я. Вейзера (1980) по изменению отношений K2O/Na2O вкоровых изверженных породах разного возраста (рис. 6.21). Все изверженные породыраннего архея действительно характеризуются типично базальтовыми отношениямиK2O/Na2O ≈ 0,5. В позднем архее эти отношения постепенно возрастали (в связи с началомвыплавления калиевых гранитоидов).
Однако особенно быстро накопление калия вкоровых породах происходило в раннем протерозое, когда вновь образованныйсерпентинитовый слой океанической коры начал насыщаться водой, но уже к концураннего протерозоя в связи с предельным насыщением к этому времени океаническойкоры водой отношения K2O/Na2O достигли равновесного значения 1,2–1,5. Локальный минимум рассматриваемых отношений в мезозое скорее всего связан с глобальнойтрансгрессией моря на континенты и как следствие этого с уменьшением сноса коровогоматериала в океан и далее (вместе с осадками) в зоны поддвига плит.Не менее показательны и отношения изотопов стронция 87Sr/86Sr в известнякахокеанического происхождения (рис.
6.22). Связано это с тем, что в океанской водепроисходит эффективное осреднение изотопных меток континентальных пород,подвергающихся в данное время выветриванию и сносу речным стоком в океан. Поэтомуизотопный состав таких осадков, отложение которых происходит в равновесных с водойусловиях, должен отражать изотопный состав источников поступления вещества, вданном случае – средний изотопный состав континентальной коры и океаническихбазальтов, изливающихся в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов.Рис.
6.21. Эволюция отношений К2О/Na2O в породах континентальной коры (по Я. Вейзеру, 1980) всопоставлении с кривой концентрации связанной воды в океанической коре (пунктирная линия)195Рис. 6. 22. Эволюция отношений 87Sr/86Sr в океанических осадках (по Я. Вейзеру, 1980) в сопоставлении свозрастным трендом этого отношения в мантийных породах (1) и с кривой концентрации связанной воды вконтинентальной коре (пунктирная линия)Как и в предыдущем случае, изображенная на рис. 6.22 зависимость 87Sr/86Srнаглядно показывает, что в раннем архее первичные отношения 87Sr/86Sr коровых породполностью совпадали с мантийным источником. В позднем архее в связи с выплавлениемкалиевых гранитоидов и начавшимся рециклингом корового материала (приводившим кпреимущественному накоплению в коре калия и рубидия) значения 87Sr/86Sr в коровыхпородах несколько поднялись. Однако вклад этого процесса в общий составпозднеархейской коры еще оставался незначительным, и в целом она по-прежнемухарактеризовалась приблизительно мантийным уровнем первичного отношении 87Sr/86Sr.Только начиная с раннего протерозоя, т.е.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
