Глава 11. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ (1119273), страница 4
Текст из файла (страница 4)
Как уже отмечалось, молодая Земля в течение всего катархея (от 4,6 до4,0 млрд лет назад) оставалась тектонически пассивной. После начала процесса зоннойдифференциации земного вещества, сопровождавшегося сепарацией расплавов железа отсиликатов (см. рис. 4.3, а), в экваториальном поясе Земли впервые возниклаконвектирующая мантия, ее температура быстро превысила температуру плавленияжелеза, после чего на уровне верхней мантии появились первые расплавы мантийноговещества и постепенно стали формироваться ядра древнейших континентальных щитов.Как видно из рис.
5.16, максимальная тектономагматическая активность Землинаблюдалась в позднем архее − суммарный тепловой поток тогда превышал егосовременное значение более чем в десять раз (рис. 5.16, кривая 1). Однако если учесть, чтов архее тектономагматическая активность проявлялась только в постепеннорасширяющемся, а вначале узком низкоширотном поясе, то его удельная активностьоказывается еще более высокой (рис. 5.16, кривая 2). Отметим, что в раннем архее,318несмотря на высокую локальную тектономагматическую активность, по подсчетам С.Тейлора и С. Мак-Леннана (1988), сформировалось не более 15% массы континентальнойкоры, тогда как в позднем архее за то же время образовалось около 55% ее массы, т.е.
в3,7 раза больше. Это еще раз говорит о том, что в раннем архее тектономагматическаяактивность проявлялась не по всей Земле в целом, а только в ее узкой части, тогда какбóльшая часть Земли тогда оставалась еще холодной и тектонически пассивной.Осредненная зависимость тектонической активности Земли от времени, показаннаяна рис.
5.16, сглаживает ее изменения, связанные с тектоническими циклами. Реальнаякривая активности отличается от осредненной наложением на нее квазипериодическихколебаний (не очень большой амплитуды), характеризующих тектонические циклы. Вкачестве примера на рис. 11.3 приведена кривая колебаний тектонической активностиЗемли в фанерозое (в пересчете на среднюю скорость движения литосферных плит),построенная по данным о трансгрессиях и регрессиях морей на континенты.Рис. 11.3. Тектоническая активность фанерозоя в пересчете на среднюю скорость движения литосферныхплит: штрихпунктирная линия – осредненная тектоническая активность фанерозоя; сплошная линия –тектоническая активность фанерозоя, построенная по данным о трансгрессиях и регрессиях моря наконтиненты (по горизонтали отложен возраст в миллионах лет)В связи с высокой тектономагматической активностью архея тогда над зонамисепарации расплавленного железа происходил перегрев верхней мантии (см.
рис. 4.2), аскорости раздвижения океанической коры в рифтовых зонах того времени были оченьвысокими – до 400−500 см/год (см. рис. 6.15), тогда как время “самостоятельной жизни”формировавшейся в этих зонах океанической коры, наоборот, соответственно былокоротким – не более 10−15 млн лет (см. рис. 6.16, кривая 1). Поэтому в архее еще несуществовало мощных и плотных литосферных плит, на образование которых требуетсяоколо 50−150 млн лет, а вместо них возникали лишь тонкие базальтовые пластинытолщиной не более 15−30 км.Поэтому в архее не могло существовать и зон поддвига плит, а компенсацияспрединга океанического дна происходила в зонах их торошения и скучивания собдукцией базальтовых пластин друг на друга над нисходящими потоками вконвектирующей мантии. Вторичное переплавление этих водонасыщенных базальтовыхпластин (происходившее на подошве зон их торошения) и привело к выплавлению болеелегких континентальных магматических пород – трондьемитов, тоналитов иплагиогранитов, поднимавшихся затем в виде диапиров и куполов в верхние этажирастущей континентальной коры (см.
рис. 6.17). Судя по радиолокационным снимкамповерхности Венеры, именно такая ситуация в настоящее время и наблюдается на этойсоседней с нами планете (см. рис. 6.18): рифтовые зоны на ней существуют, а зон319поддвига плит с их характерными асимметричными структурами глубоких желобов иузких хребтов нет.После образования земного ядра около 2,6 млрд лет назад его дальнейший рост ужепроисходил по более спокойному бародиффузионному механизму. Соответственноснизилась и тектоническая активность Земли, а это привело к замедлению движениялитосферных плит, к увеличению продолжительности “жизни” океанических плит, к ихбóльшему охлаждению и “утяжелению” за счет нарастания под океанической коройлитосферы ультраосновного состава.
В результате еще в раннем протерозое возниклипервые зоны поддвига плит, а геологическое развитие Земли пошло по законам тектоникилитосферных плит.Выделение земного ядра, в котором сейчас сосредоточено около трети массыЗемли, естественно, должно было существенно повлиять и на состав конвектирующеймантии, выплавки из которой мы только и можем наблюдать на поверхности Земли.
Так,например, в архее, когда происходила зонная дифференциация металлического железа,конвектирующая мантия была обеднена железом, сидерофильными и халькофильнымиэлементами (см. рис. 4.10). Не исключено, что именно этим объясняется практическиполная металлогеническая стерильность (за исключением железа) раннего архея(Смирнов, 1984; Хаин, 2000) и сравнительно умеренная металлогения среднего архея с неочень большими запасами железа и других полезных ископаемых.На рубеже архея и протерозоя, во время выделения земного ядра, состав мантиирадикально изменился. Связано это тем, что тогда произошло добавление вконвектирующую мантию вещества бывшей сердцевины Земли (см.
рис. 4.3, в, г) спервозданными концентрациями в нем железа (около 13−14%), его окислов (около23−24%), а также сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов идругих рудных элементов, в том числе платиноидов. В результате этого в конце архея ираннем протерозое возникли наиболее благоприятные условия для формированияуникальных месторождений эндогенных рудных полезных ископаемых, а сама эпохараннего протерозоя стала наиболее выдающимся периодом эндогенного рудообразования.Прямыми свидетелями этих событий служат уникальные дифференцированныеинтрузии основных и ультраосновных пород, внедрившиеся в середине раннегопротерозоя (около 2,3 млрд лет назад) во многие древние щиты при первых же импульсахрастяжения и раскола архейского суперконтинента Моногея. Наиболее типичным иклассическим образованием этого типа является интрузия Великой Дайки в Зимбабве,представляющая собой расслоенный комплекс внедрения в земную кору мантийноговещества раннепротерозойского возраста.
Залежи хромитов в Великой Дайкераспространены в ее нижних этажах и приурочены к дунитам и гарцбургитам, а платина вформе сперрилита (PtAs2) и платиноиды встречаются в сульфидных слоях междуультраосновными породами и габбро-норитами.В раннепротерозойских ультраосновных и габбро-норитовых интрузияхБушвельдского расслоенного магматического массива (ЮАР) высоких концентрацийдостигают железо, титан, хром и ванадий, а в пластообразных залежах медно-никелевыхсульфидов промышленной концентрации достигают платиноиды.
Бушвельдский плутонвнедрился в мощную осадочно-вулканогенную толщу трансваальской системыраннепротерозойского возраста. В результате верхняя (габбро-норитовая) частьмантийной интрузии контактирует с коровыми гранитами, образовавшимися за счетпереплавления осадочно-вулканогенных пород, вмещающих плутон. Поэтому сБушвельдскими гранитами уже связана только литофильная (гидротермальная)минерализация олова и флюорита.Другими примерами мантийных интрузий рассматриваемого типа могут служитьвнедрения норитов Садбери в гуронскую осадочно-вулканогенную толщу раннегопротерозоя в Канаде (сульфиды меди, кобальта, никеля, платина), месторождение320Стилуотер в Канаде (хром, титаномагнетит, платиноиды) и месторождение Камбалда вАвстралии (никель, медь, платиноиды). В России это Бураковский интрузив в юговосточной части Балтийского щита с хромитовой, никелевой, ванадиевой, платиновой и,возможно, золотой металлогенией. К близкому типу образований, по-видимому, следуетотнести габбро-норитовые интрузивные комплексы Печенги и Мончегорска с ихсульфидной медно-никелевой и кобальтовой минерализацией, а также Панскую интрузиюна Кольском полуострове и магматические образования Олонгской группы в Карелии сплатиновой минерализацией.Подчеркнем, что интрузивные образования такого типа с высокимиконцентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни посленего не возникали.
Это свидетельствует в пользу приведенной модели обогащенияконвектирующей мантии на рубеже архея и протерозоя первичным земным веществом,поднявшимся из центральных областей Земли в процессе формирования земного ядра вконце архея, как это и показано на рис. 4.3, г.После образования у Земли плотного окисно-железного ядра дальнейший его ростпроисходил уже по более спокойному бародиффузионному механизму. В этой связи впротерозое заметно снизилась тектоническая активность Земли, возникла химикоплотностная конвекция, уменьшилась скорость спрединга океанического дна, возниклиболее мощные и “тяжелые” литосферные плиты, появились зоны поддвига (субдукции),начал действовать механизм тектоники литосферных плит.Химико-плотностная конвекция, по сути, неустойчивая и меняет свою структуру.Это привело к тому, что периодически через промежутки времени порядка 800 млн лет вмантии Земли должны были возникать одноячеистые конвективные структуры с одниммощным восходящим и одним нисходящим мантийным потоками.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
