Специфика тектонических режимов формирования континентальной коры
Рассмотрим теперь специфику тектонических режимов формирования континентальной коры в архее. В связи с тем что тектоническая активность Земли впервые должна была проявиться только в её приэкваториальной зоне, то и первые объёмы континентальной коры — наидревнейшие зародыши будущих континентов — могли образоваться только в низких широтах. В ранние периоды архея, когда фронт зонной дифференциации земного вещества располагался ещё сравнительно неглубоко, от 400 до 1 000 км, в перекрывающей этот фронт мантии должны были возникать лишь мелкие конвективные структуры, горизонтальные размеры которых не превышали нескольких сотен, максимум 1 000 км. Следовательно, одновременно могло существовать и развиваться несколько древнейших зародышей континентальной коры (типа формаций Исуа в Западной Гренландии), каждый из которых обязательно располагался над центром одного из нисходящих конвективных потоков в мантии (см. рис. 60).
По мере углубления фронта зонной дифференциации земного вещества размеры мантийных конвективных ячеек должны были увеличиваться, а пояс тектонической активизации Земли — расширяться в область более высоких широт. В результате увеличивались по массе и раздвигались друг от друга уже возникшие к этому времени ядра будущих континентальных щитов. Судя по рассматриваемой модели (рис. 56 и 72), в середине архея, около 3,2 млрд лет назад, должно было наблюдаться некоторое успокоение тектонической активности Земли. Возможно даже, что тогда на короткое время 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 какое-то время наращиваться за счёт островодужного (андезитового) магматизма. Однако уже в начале позднего архея, около 3,0 млрд лет назад, произошла новая и на этот раз исключительно сильная активизация всех тектонических процессов.
Начиная с этого момента резко активизировались все процессы формирования континентальной коры. Особенно значительные изменения тектонических режимов формирования архейской коры произошли в конце позднего архея, 2,9-2,6 млрд лет назад, 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 результате в конце позднего архея все обособленные до этого континентальные массивы стали стремительно перемещаться к центру нисходящего потока на экваторе Земли, сталкиваться друг с другом, существенно деформироваться и объединяться в единый континентальный массив (см. рис. 38). По-видимому, именно таким путём и возник первый в истории нашей планеты суперконтинент Моногея.
Если это было действительно так, то в конце позднего архея, около 2,6 млрд лет назад, должна была произойти практически 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), так и было в действительности. На рис. 61, заимствованном из этой работы, хорошо видно, что первая чёткая корреляция рассматриваемых тектонических событий наблюдалась одновременно практически на всех архейских континентальных щитах только в конце архея, около 2,7-2,6 млрд. лет назад.
Прослеживается также корреляция событий после перехода режима развития континентальной коры от раннеархейского к более интенсивному позднеархейскому этапу около 3,0 млрд лет назад. Однако здесь корреляция выражена значительно слабее и на разных континентах тектонические события этого периода проявлялись далеко не всегда синхронно. В раннем же архее вообще трудно выделить синхронные тектонические события на всех континентах, поскольку раннеархейские зародыши континентов во многом развивались независимо друг от друга и каждый из них ещё 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, 2000) показал, что, согласно законам механики, вращение планеты становится устойчивым только тогда, когда «центр тяжести» суперконтинента располагается на её экваторе. Если первоначально такой суперконтинент образовался в другом месте, например в высоких широтах, то под влиянием сил инерции все тело планеты поворачивается по отношению к оси её 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, около 2,4-2,5 млрд лет назад, на её просторах наступило первое в истории Земли Гуронское оледенение, одновременно проявившееся на нескольких щитах — в Канаде, Южной Африке, Индии, Западной Австралии и на Балтийском щите (Чумаков, 1978). 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 ещё сравнительно высоким — около 2-2,5 км над уровнем океана. Поэтому Гуронское экваториальное оледенение, по сути, 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 Земли окисножелезного ядра, в котором тогда оказалось сосредоточено до 65% массы современного ядра, дальнейший тектонический режим развития планеты стал значительно более спокойным. Резкое снижение тектонической активности Земли в протерозое привело к столь же резкому увеличению времени жизни и мощности литосферных плит (см. рис. 72). В результате плотность плит стала выше плотности мантии и как следствие на смену зонам торошения и скучивания тонких базальтовых пластин, столь характерных для 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 её третий, серпентинитовый слой — основной резервуар связанной воды в океанической коре. Все эти изменения привели к тому, что начиная с протерозоя на Земле прочно устанавливается тектонический режим развития, описываемый теорией тектоники литосферных плит.
Остановимся теперь на основных эволюционных закономерностях главной последовательности тектонического развития Земли. В связи с изменением тектонического режима преобразования океанической коры в континентальную в послеархейское время кардинально изменился и сам процесс формирования континентальной коры. На смену ареальному коровому магматизму в основном тоналит-трондьемитового состава, возникавшему в зонах скучивания океанической коры, пришёл известково-щелочной магматизм линейных зон поддвига плит. Изменились и процессы образования гранитоидов. В послеархейское время они, как правило, формировались из коровых источников вещества и в большей части, по-видимому, за счёт повторного переплавления терригенных песчано-глинистых осадков, например затягивавшихся в зоны поддвига плит, либо благодаря метаморфической переработке осадочных толщ в тылу зон поддвига плит перегретыми флюидами, поднимающимися из тех же зон поддвига плит, как это показано на рис. 76.
Здесь, правда, следует обратить внимание, что в раннем протерозое происходило резкое угнетение или даже почти полное исчезновение известково-щелочного (андезитового) магматизма (Борукаев, 1985; Фролова, 1992). Вероятнее всего, это было связано со спецификой состава раннепротерозойских океанических осадков, поскольку тогда происходило массовое отложение железорудных формаций. Попадая в зоны поддвига плит, тяжёлые железистые осадки уже не могли выжиматься из зазора между плитами и выполняли там роль «смазки», препятствуя тем самым разогреву и переплавлению коренных пород пододвигаемой океанической коры за счёт её сухого трения с надвигаемой плитой. Именно поэтому известково-щелочной магматизм зон поддвига плит в современной форме проявился лишь в среднем протерозое после ослабления процессов отложения железорудных формаций.
После архея существенно снизилась температура выплавления первичных коровых расплавов. Действительно, разогрев пород океанической коры в зонах поддвига плит в основном происходит не за счёт тепла, идущего из глубин мантии, а благодаря внутреннему трению, сопровождающему их сдвиговые деформации. Но этот процесс регулируется температурой начала плавления силикатов, так как их частичное плавление значительно уменьшает суммарную вязкость попавших в зоны субдукции пород океанической коры и тем самым снижает 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 поддвига плит никогда не происходит извержений перегретых магм: их обычная температура 1100-1200 °С (для гранитоидных магм они ещё ниже — всего 800-900 °С) и никогда не превышает 1250-1300 °С, тогда как в архее выплавление коровых магм могло происходить с очень большим перегревом, вплоть до 1500-1600 °С.
Ещё одной отличительной особенностью формирования состава континентальной коры в послеархейское время стало выплавление коровых магм и протекание метаморфических процессов регионального метаморфизма в условиях избытка воды, поступающей из зон поддвига плит при дегидратации там серпентинитов океанической коры. Можно подсчитать, что за весь протерозой и фанерозой через зоны поддвига плит профильтровалось около 2,3×1025 г воды, что приблизительно в 16 раз превышает её массу в современном Мировом океане! Это очень важный фактор, поскольку 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 чётко проявляются в геохимических соотношениях однотипных пород разного возраста. Показательны данные Я. Вейзера (1980) по изменению отношений K2O/Na2O в коровых изверженных породах разного возраста (рис. 77). Все изверженные породы раннего архея действительно характеризуются типично базальтовыми отношениями K2O/Na2O ≈ 0,5. В позднем архее эти отношения постепенно возрастали (в связи с началом выплавления калиевых гранитоидов). Однако особенно быстро накопление калия в коровых породах происходило в раннем протерозое, когда вновь образованный серпентинитовый слой океанической коры начал насыщаться водой, но уже к концу раннего протерозоя в связи с предельным насыщением к этому времени океанической коры водой отношения K2O/Na2O достигли равновесного значения 1,2–1,5. Локальный минимум рассматриваемых отношений в мезозое скорее всего связан с глобальной трансгрессией моря на континенты и как следствие этого с уменьшением сноса корового материала в океан и далее (вместе с осадками) в зоны поддвига плит.
Не менее показательны и отношения изотопов стронция 87Sr/86Sr в известняках океанического происхождения (рис. 78). Связано это с тем, что в океанской воде происходит эффективное осреднение изотопных меток континентальных пород, подвергающихся в данное время выветриванию и сносу речным стоком в океан. Поэтому изотопный состав таких осадков, отложение которых происходит в равновесных с водой условиях, должен отражать изотопный состав источников поступления вещества, в данном случае — средний изотопный состав континентальной коры и океанических базальтов, изливающихся в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов.
Как и в предыдущем случае, изображённая на рис. 78 зависимость 87Sr/86Sr наглядно показывает, что в раннем архее первичные отношения 87Sr/86Sr коровых пород полностью совпадали с мантийным источником. В позднем архее в связи с выплавлением калиевых гранитоидов и начавшимся рециклингом корового материала (приводившим к преимущественному накоплению в коре калия и рубидия) значения 87Sr/86Sr в коровых породах несколько поднялись. Однако вклад этого процесса в общий состав позднеархейской коры ещё оставался незначительным, и в целом она по-прежнему характеризовалась приблизительно мантийным уровнем первичного отношении 87Sr/86Sr. Только начиная с раннего протерозоя, т.е. после перестройки тектонического режима развития Земли, возникновения серпентинитового слоя океанической коры и, главное, после появления зон субдукции, в которые теперь стали затягиваться смываемые с континентов осадки, отношения 87Sr/86Sr резко повысились, отмечая тем самым усиленное накопление в коре того времени рубидия, а следовательно, и калия. Как и в случае отношений K2O/Na2O, мезозойский минимум на кривой 87Sr/86Sr для морских известняков определяется уменьшением сноса карбонатного материала с континентов в океаны во время фанерозойских трансгрессий моря.
Для границы архей-протерозой характерны резкие изменения концентраций рассеянных элементов (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Например, отношение суммы концентраций лёгкой части группы редкоземельных элементов к их тяжёлой части в тонкозернистых осадках на этом рубеже резко увеличилось, приблизительно от 6 до 11; отношение Th/Sc возросло от 0,4 до 1,1; La/Sc — от 1 почти до 3, а концентрация тория поднялась от 1,5×10-6 до 3,5×10-6.
Как видно из приведённых примеров, геохимические индикаторы чётко отмечают рубеж перехода от архея к протерозою. Учитывая же тектонические факторы, а также приведённые здесь теоретические построения, сегодня можно с большой вероятностью утверждать, что природа крупнейшего геологического рубежа архей-протерозой связана с завершением процесса формирования в центре Земли плотного ядра. В земном ядре тогда оказалось сосредоточенным около 65% его современной массы, а после выделения молодого ядра произошёл ещё и переход эндогенного режима дифференциации земного вещества от механизма зонной сепарации железа и его окислов к более спокойному механизму их бародиффузионной дифференциации. Непосредственной же причиной произошедших между археем и протерозоем резких изменений геохимических и тектонических условий формирования земной коры служил переход от тектоники тонких базальтовых пластин архея с характерными для того времени зонами торошения и скучивания океанической коры к тектонике литосферных плит с зонами субдукции в протерозое и фанерозое. В связи с образованием в раннем протерозое серпентинитового слоя океаническом коры существенно изменился и водный режим выплавления континентальной коры: после архея она стала формироваться в условиях избытка поступавшей из зон поддвига плит перегретых водных флюидов. Большую роль в выплавке коровых магм, особенно гранитоидного и щелочного состава, в это время стали играть и затягиваемые в зоны субдукции осадки.
Развиваемая здесь теория глобальной эволюции Земли позволяет определить и основные закономерности роста континентальной коры. Поскольку в архее континентальная кора формировалась за счёт переработки всей массы океанических базальтовых пластин, скорость роста её массы была пропорциональна средней скорости торошения (скучивания) литосферных пластин и их мощности или, что то же, пропорциональна глубинному тепловому потоку nAR ~ Qm (см. рис. 56, кривая 1). В последующие эпохи континентальная кора формировалась только за счёт переработки океанической коры, мощность которой со временем менялась сравнительно мало, поэтому для послеархейского времени nPR+PH ~ Qm/Soc. Следовательно, сама масса континентальной коры mkk определяется интегрированием этих соотношений.
Для определения параметров интегрирования необходимо учесть значения массы континентальной коры в конце архея mAR и в современный момент времени m0. По данным многих исследователей докембрия, в архее образовалась существенно большая часть континентальной коры. В наших расчётах вслед за С. Тейлором и С. Мак-Леннаном (1988) мы приняли, что в архее образовалось около 70% континентальной коры, а массу современной континентальной коры определяли по данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1967) — m0 ≈ 2,25×1025 г. Площадь океанических плит в послеархейское время определялась по разности Sol = SG — Skk, где SG — площадь поверхности Земли и Skk — площадь континентальной коры, причём Skk ~ mkk.
Полученная таким путём теоретическая кривая роста массы континентальной коры изображена на рис. 79 в сравнении с наиболее популярной моделью роста континентальной коры, предложенной С. Тейлором, С. Мак-Леннаном (1988) с учётом геохимических данных, оценок скоростей осадконакопления в океанах и скоростей поглощения этих же осадков в зонах субдукции плит.
Как видно из рис. 79, теоретическая зависимость, построенная по нашей геодинамической модели (кривая 1), очень неплохо соответствует эмпирической модели С. Тейлора и С. Мак-Леннана (кривая 2). Поскольку эти модели, хотя и совмещённые в двух точках, были построены на базе разных подходов с использованием независимых предпосылок и данных, но привели тем не менее к близким результатам, их соответствие друг с другом можно рассматривать как свидетельство в пользу справедливости обеих моделей. Это важно, поскольку излагаемая в данной работе теория тектонической активности Земли, безусловно, ещё требует проверки и доказательства, а приведённое на рис. 79 сопоставление кривых является одним из примеров такой проверки.
На рис. 80 изображена теоретическая зависимость скорости формирования континентальной коры от времени, построенная путём дифференцирования кривой роста коры (рис. 79, кривая 1). Как видно из приведённого графика, в начале раннего архея эта скорость была сравнительно высокой и достигала почти 6×1015 г/год, или около 2,1 км /год и со временем постепенно уменьшалась в связи с опусканием в глубины мантии фронта зонной дифференциации земного вещества. В середине архея, около 3,3-3,2 млрд лет назад, в период общего уменьшения тектонической активности Земли (см. рис. 56), снижалась и скорость образования земной коры. Не исключено, что в этот короткий интервал времени, который можно было бы назвать литоплитным периодом развития коры в архее, кое-где могли возникать характерные для тектоники литосферных плит геодинамические обстановки с нормальными зонами поддвига плит и островодужным известково-щелочным магматизмом, близким к современным аналогам. Вместе с тем в этот же литоплитный период должно было прекратиться (или резко сократиться) формирование архейских зеленокаменных поясов, а вместо них могли возникать даже отдельные офиолитовые покровы, обычные для фанерозоя.
Характерной особенностью архейской тектоники был резкий всплеск её активности в позднем архее, приблизительно около 2,8-2,7 млрд лет назад, вызванный начавшимся процессом формирования земного ядра и переходом дифференциации земного вещества от высокотемпературного режима сепарации металлического железа к более энергетически выгодному механизму выделения эвтектических расплавов Fe×FeO. Судя по расчётам, в пике этого всплеска скорость образования земной коры поднималась до 30×1015 г/год, или до 10 км3/год.
В этот же период должна была существенно увеличиться скорость формирования зеленокаменных поясов и связанных с ними гранитоидных интрузий в основном ещё тоналит-трондьемитового состава. В это же время должны были значительно возрасти тепловые потоки, пронизывавшие океанические пластины, и, как следствие этого -увеличиться объем выплавления коматиитовых лав с одновременным возрастанием основности их состава. Тогда же резко увеличилась интенсивность тектонических деформаций, чётко выявляемых в строении многих позднеархейских зеленокаменных поясов древних щитов практически всех континентов. При этом, по-видимому, впервые в истории Земли (3,0-2,9)×109 лет назад наблюдалась приблизительно синхронная корреляция тектонических деформаций и магматических проявлений на большинстве из древних щитов (см. рис. 61).
Однако максимального напряжения тектонический режим формирования континентальной коры должен был достигнуть только в конце архея — в момент развития катастрофического процесса выделения земного ядра. Судя по геологическим данным (см. рис. 61), это событие произошло где-то между 2,7 и 2,6 млрд лет назад. Сопровождалось оно на всех континентах практически одновременной очень интенсивной активизацией всех тектономагматических процессов на Земле: формированием огромных по площади зеленокаменных поясов, выплавлением гигантских объёмов гранитоидов, среди которых заметную роль уже играли калиевые граниты, образованием напряжённых складчатых деформаций и др. (Конди, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988). При этом главным тектоническим следствием процесса выделения земного ядра должно было быть формирование около 2,6 млрд лет назад первого в истории Земли единого суперконтинента — Моногеи. На рис. 61 этому моменту отвечает очень чёткая корреляция практически синхронно возникших во всех древних щитах наиболее интенсивных тектонических деформаций, сопровождавшихся резкой активизацией гранитоидного магматизма и регионального метаморфизма. В совокупности тектономагматические формирования этого возраста характеризуют собой проявления наиболее древней и самой интенсивной на Земле кеноранской или беломорской глобальной эпохи диастрофизма.
С окончанием процесса формирования молодого ядра Земли около 2,6 млрд лет назад, в раннем протерозое тектоническая активность Земли снизилась, а вместе с ней уменьшилась и скорость образования континентальной коры — до 6×1015 г/год, или приблизительно до 2 км3/год. В протерозое и фанерозое скорость наращивания массы континентальной коры продолжала снижаться и в настоящее время она, судя по расчётам, не превышает 0,8×1015 г/год (0,28 км3/год), а в фанерозое она в среднем составляла 1,4×1015 г/год (0,5 км3 год).
Приведённые здесь скорости образования (роста) коры представляют собой осреднённые значения этого параметра по периодам порядка продолжительности полных тектонических мегациклов 108 лет. Одновременно с процессом выплавления коровых пород в зонах поддвига плит, т.е. с наращиванием массы коры, всегда действует противоположный процесс денудации континентальной коры, приводящий к её разрушению и сносу терригенного осадочного материала в океаны. После завершения полного цикла развития данного океана (от его раскрытия до полного закрытия) весь попавший в океанический бассейн осадочный материал в конце концов обязательно вновь перерабатывается в зонах поддвига плит или сминается в складки, надвигается на окраины континентов, консолидируется и вновь причленяется к континентальной коре. Однако этот процесс весьма неравномерный. В течение большей части цикла скорость денудации континентов существенно превышает скорость наращивания континентальной коры в зонах поддвига плит.
Так, судя по данным о современном сносе терригенного материала (Гаррелс, Маккензи, 1974), общее количество вещества, поступающего сейчас в океаны, приблизительно равно 25×1015 г/год (около 10 км3/год). Вместе с тем современная скорость наращивания коры в зонах поддвига плит составляет всего 0,5-1,1 км3/год (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Сносимый с континентов материал в основном отлагается в зонах континентальных склонов и на шельфах, т.е. по-прежнему сохраняет связь с континентальной корой и формально может рассматриваться как её часть. На долю же пелагических осадков, полностью оторванных от континентальной коры, приходится всего около 3×1015 г/год, или по эквиваленту коровых пород 1,1 км3/год. Поэтому масса современной континентальной коры в настоящий момент скорее уменьшается, чем возрастает. В конце же тектонических циклов при закрытии океанов Атлантического типа все отложившиеся до этого на дне океанические осадки оказываются вовлечёнными в процесс корообразования, смятия, гранитизации, метаморфизма и консолидации. В такие фазы орогенеза резко возрастают скорости формирования коры, и её прирост становится доминирующим. В фанерозое так происходило, например, при закрытии Палеоатлантического океана (Япетус) в каледонское время, Палеоуральского океана в герцинскую эпоху или океана Тетис в кайнозое при образовании Альпийско-Гималайского складчатого пояса. По нашим теоретическим оценкам, прирост массы континентальной коры, осредненный в масштабе времени порядка 1 млрд лет, в настоящее время все-таки положительный и приблизительно равен 0,65×1015 г/год (0,26 км3/год).
В результате осреднения эффектов формирования континентальной коры по разным фазам этого процесса и в предположении полного возвращения (рециклинга) осадочного материала в кору примерно за 800 млн лет можно считать, что до сих пор баланс роста континентальной коры оставался положительным. Более того, до середины фанерозоя это условие, по-видимому, выполнялось практически полностью. В будущем в связи с уменьшением тектонической активности Земли баланс между накоплением осадков в океанах и их рециклингом в процессах корообразования должен все более и более нарушаться. Этому будет способствовать и увеличение базиса эрозии суши, поскольку средний уровень стояния океанов в дальнейшем будет только прогрессивно снижаться. Поэтому в будущем, особенно после почти полного замирания тектонической активности Земли, масса континентальной коры должна будет только уменьшаться.
Таким образом, как видно из рис. 80, по рассматриваемой здесь модели тектонической активности Земли образование континентальной коры с наибольшей скоростью происходило в позднем архее. В результате большая часть массы современной коры (около 70%) была сформирована к концу архея, т.е. уже 2,6 млрд лет назад. При этом в раннем архее за 800-600 млн лет (от 4,0-3,8 до 3,2 млрд лет назад) возникло только 15% коры, а в позднем архее приблизительно за такой же период времени (от 3,2 до 2,6 млрд лет назад) образовалось приблизительно 50% коры. За всю остальную и наиболее продолжительную историю Земли (за 2,6 млрд лет) образовалось около 30% коры, а за её последнюю часть в фанерозое (около 600 млн лет) — немногим более 3% (с учётом рециклинга осадков). В дальнейшем рост континентальной коры прекратится и наступит фаза необратимого разрушения, но произойдёт это ещё очень не скоро.
Последний, завершающий этап в геологической истории Земли будет связан с её предстоящей тектонической смертью приблизительно через 1,6 млрд лет в будущем, после почти полного исчерпания источников энергии в земных недрах. Но ещё ранее, примерно через 600 млн лет, на Земле должен будет возникнуть исключительно сильный парниковый эффект за счёт поступления в атмосферу глубинного (абиогенного) кислорода, освобождающегося в мантии при формировании «ядерного» вещества. С прекращением тектонической активности и возникновением сильного парникового эффекта неизбежно уменьшатся эндогенные теплопотери Земли, поскольку после этих событий они будут происходить только за счёт кондуктивной составляющей теплового потока, а это может привести даже к некоторому, правда, не очень большому перегреву земных недр. Тем не менее и это не спасёт Землю от остывания, а лишь несколько задержит процесс общего её увядания. Несмотря на прекращение взаимных перемещений литосферных плит, ещё достаточно длительное время на Земле будут проявляться остаточные тектонические подвижки. Но магматических проявлений на Земле уже больше не должно происходить. В это же время усилятся воздействующие на земную поверхность экзогенные факторы выветривания пород.
Рисунок 60. Изменения числа ячеек в конвектирующей мантии архея и формирование зародышей
(нуклеаров) архейских континентальных щитов (разрезы относятся к экваториальной зоне и даны в произвольном масштабе)
По мере углубления фронта зонной дифференциации земного вещества размеры мантийных конвективных ячеек должны были увеличиваться, а пояс тектонической активизации Земли — расширяться в область более высоких широт. В результате увеличивались по массе и раздвигались друг от друга уже возникшие к этому времени ядра будущих континентальных щитов. Судя по рассматриваемой модели (рис. 56 и 72), в середине архея, около 3,2 млрд лет назад, должно было наблюдаться некоторое успокоение тектонической активности Земли. Возможно даже, что тогда на короткое время 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 какое-то время наращиваться за счёт островодужного (андезитового) магматизма. Однако уже в начале позднего архея, около 3,0 млрд лет назад, произошла новая и на этот раз исключительно сильная активизация всех тектонических процессов.
Рисунок 56. Тектоническая активность Земли, определяемая глубинным тепловым потоком Qm:
1 — в среднем для Земли в целом; 2 — тектоническая активность архея в широтном кольцевом поясе над зоной дифференциации земного вещества; стрелкой отмечен момент выделения земного ядра.
Рисунок 72. Эволюция строения океанических литосферных плит и среднее время их нахождения на поверхности Земли:
1 — среднее время жизни плит; 2 — мощность океанической коры; 3 — критическая толщина литосферных плит, определяющая возможность погружения в мантию более мощных плит; 4 — мощность океанических плит в конце их среднего времени жизни; 5 — мощность базальтового слоя.
Начиная с этого момента резко активизировались все процессы формирования континентальной коры. Особенно значительные изменения тектонических режимов формирования архейской коры произошли в конце позднего архея, 2,9-2,6 млрд лет назад, 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 результате в конце позднего архея все обособленные до этого континентальные массивы стали стремительно перемещаться к центру нисходящего потока на экваторе Земли, сталкиваться друг с другом, существенно деформироваться и объединяться в единый континентальный массив (см. рис. 38). По-видимому, именно таким путём и возник первый в истории нашей планеты суперконтинент Моногея.
Рисунок 38. Эволюция Земли:
1 — масса земного ядра (в архее — массы выделившегося из мантии «ядерного» вещества); 2 — масса конвектирующей мантии; 3 — масса Земли (5,977×1027 г).
Если это было действительно так, то в конце позднего архея, около 2,6 млрд лет назад, должна была произойти практически 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), так и было в действительности. На рис. 61, заимствованном из этой работы, хорошо видно, что первая чёткая корреляция рассматриваемых тектонических событий наблюдалась одновременно практически на всех архейских континентальных щитах только в конце архея, около 2,7-2,6 млрд. лет назад.
Рисунок 61. Корреляция тектонических событий при формировании гранит-зелёнокаменных поясов архея
(по К. Конди, 1983, с изменениями): прямые линии отмечают время образования зеленокаменных поясов; волнистые — время складчатости.
Прослеживается также корреляция событий после перехода режима развития континентальной коры от раннеархейского к более интенсивному позднеархейскому этапу около 3,0 млрд лет назад. Однако здесь корреляция выражена значительно слабее и на разных континентах тектонические события этого периода проявлялись далеко не всегда синхронно. В раннем же архее вообще трудно выделить синхронные тектонические события на всех континентах, поскольку раннеархейские зародыши континентов во многом развивались независимо друг от друга и каждый из них ещё 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, 2000) показал, что, согласно законам механики, вращение планеты становится устойчивым только тогда, когда «центр тяжести» суперконтинента располагается на её экваторе. Если первоначально такой суперконтинент образовался в другом месте, например в высоких широтах, то под влиянием сил инерции все тело планеты поворачивается по отношению к оси её 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, около 2,4-2,5 млрд лет назад, на её просторах наступило первое в истории Земли Гуронское оледенение, одновременно проявившееся на нескольких щитах — в Канаде, Южной Африке, Индии, Западной Австралии и на Балтийском щите (Чумаков, 1978). 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 ещё сравнительно высоким — около 2-2,5 км над уровнем океана. Поэтому Гуронское экваториальное оледенение, по сути, 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 Земли окисножелезного ядра, в котором тогда оказалось сосредоточено до 65% массы современного ядра, дальнейший тектонический режим развития планеты стал значительно более спокойным. Резкое снижение тектонической активности Земли в протерозое привело к столь же резкому увеличению времени жизни и мощности литосферных плит (см. рис. 72). В результате плотность плит стала выше плотности мантии и как следствие на смену зонам торошения и скучивания тонких базальтовых пластин, столь характерных для 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 её третий, серпентинитовый слой — основной резервуар связанной воды в океанической коре. Все эти изменения привели к тому, что начиная с протерозоя на Земле прочно устанавливается тектонический режим развития, описываемый теорией тектоники литосферных плит.
Остановимся теперь на основных эволюционных закономерностях главной последовательности тектонического развития Земли. В связи с изменением тектонического режима преобразования океанической коры в континентальную в послеархейское время кардинально изменился и сам процесс формирования континентальной коры. На смену ареальному коровому магматизму в основном тоналит-трондьемитового состава, возникавшему в зонах скучивания океанической коры, пришёл известково-щелочной магматизм линейных зон поддвига плит. Изменились и процессы образования гранитоидов. В послеархейское время они, как правило, формировались из коровых источников вещества и в большей части, по-видимому, за счёт повторного переплавления терригенных песчано-глинистых осадков, например затягивавшихся в зоны поддвига плит, либо благодаря метаморфической переработке осадочных толщ в тылу зон поддвига плит перегретыми флюидами, поднимающимися из тех же зон поддвига плит, как это показано на рис. 76.
Рисунок 76. Картина формирования континентальной коры в протерозое и фанерозое
за счёт частичного переплавления и дегидратации океанической коры и перекрывающих её пелагических осадков в зонах поддвига океанических плит под островные дуги
Здесь, правда, следует обратить внимание, что в раннем протерозое происходило резкое угнетение или даже почти полное исчезновение известково-щелочного (андезитового) магматизма (Борукаев, 1985; Фролова, 1992). Вероятнее всего, это было связано со спецификой состава раннепротерозойских океанических осадков, поскольку тогда происходило массовое отложение железорудных формаций. Попадая в зоны поддвига плит, тяжёлые железистые осадки уже не могли выжиматься из зазора между плитами и выполняли там роль «смазки», препятствуя тем самым разогреву и переплавлению коренных пород пододвигаемой океанической коры за счёт её сухого трения с надвигаемой плитой. Именно поэтому известково-щелочной магматизм зон поддвига плит в современной форме проявился лишь в среднем протерозое после ослабления процессов отложения железорудных формаций.
После архея существенно снизилась температура выплавления первичных коровых расплавов. Действительно, разогрев пород океанической коры в зонах поддвига плит в основном происходит не за счёт тепла, идущего из глубин мантии, а благодаря внутреннему трению, сопровождающему их сдвиговые деформации. Но этот процесс регулируется температурой начала плавления силикатов, так как их частичное плавление значительно уменьшает суммарную вязкость попавших в зоны субдукции пород океанической коры и тем самым снижает 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 поддвига плит никогда не происходит извержений перегретых магм: их обычная температура 1100-1200 °С (для гранитоидных магм они ещё ниже — всего 800-900 °С) и никогда не превышает 1250-1300 °С, тогда как в архее выплавление коровых магм могло происходить с очень большим перегревом, вплоть до 1500-1600 °С.
Ещё одной отличительной особенностью формирования состава континентальной коры в послеархейское время стало выплавление коровых магм и протекание метаморфических процессов регионального метаморфизма в условиях избытка воды, поступающей из зон поддвига плит при дегидратации там серпентинитов океанической коры. Можно подсчитать, что за весь протерозой и фанерозой через зоны поддвига плит профильтровалось около 2,3×1025 г воды, что приблизительно в 16 раз превышает её массу в современном Мировом океане! Это очень важный фактор, поскольку 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 чётко проявляются в геохимических соотношениях однотипных пород разного возраста. Показательны данные Я. Вейзера (1980) по изменению отношений K2O/Na2O в коровых изверженных породах разного возраста (рис. 77). Все изверженные породы раннего архея действительно характеризуются типично базальтовыми отношениями K2O/Na2O ≈ 0,5. В позднем архее эти отношения постепенно возрастали (в связи с началом выплавления калиевых гранитоидов). Однако особенно быстро накопление калия в коровых породах происходило в раннем протерозое, когда вновь образованный серпентинитовый слой океанической коры начал насыщаться водой, но уже к концу раннего протерозоя в связи с предельным насыщением к этому времени океанической коры водой отношения K2O/Na2O достигли равновесного значения 1,2–1,5. Локальный минимум рассматриваемых отношений в мезозое скорее всего связан с глобальной трансгрессией моря на континенты и как следствие этого с уменьшением сноса корового материала в океан и далее (вместе с осадками) в зоны поддвига плит.
Рисунок 77. Эволюция отношений K2O/Na2O в породах континентальной коры
(по Я. Вейзеру, 1980) в сопоставлении с кривой концентрации связанной воды в океанической коре (пунктирная линия)
Не менее показательны и отношения изотопов стронция 87Sr/86Sr в известняках океанического происхождения (рис. 78). Связано это с тем, что в океанской воде происходит эффективное осреднение изотопных меток континентальных пород, подвергающихся в данное время выветриванию и сносу речным стоком в океан. Поэтому изотопный состав таких осадков, отложение которых происходит в равновесных с водой условиях, должен отражать изотопный состав источников поступления вещества, в данном случае — средний изотопный состав континентальной коры и океанических базальтов, изливающихся в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов.
Рисунок 78. Эволюция отношений 87Sr/86Sr в океанических осадках
(по Я. Вейзеру, 1980) в сопоставлении с возрастным трендом этого отношения в мантийных породах (1) и с кривой концентрации связанной воды в континентальной коре (пунктирная линия).
Для границы архей-протерозой характерны резкие изменения концентраций рассеянных элементов (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Например, отношение суммы концентраций лёгкой части группы редкоземельных элементов к их тяжёлой части в тонкозернистых осадках на этом рубеже резко увеличилось, приблизительно от 6 до 11; отношение Th/Sc возросло от 0,4 до 1,1; La/Sc — от 1 почти до 3, а концентрация тория поднялась от 1,5×10-6 до 3,5×10-6.
Как видно из приведённых примеров, геохимические индикаторы чётко отмечают рубеж перехода от архея к протерозою. Учитывая же тектонические факторы, а также приведённые здесь теоретические построения, сегодня можно с большой вероятностью утверждать, что природа крупнейшего геологического рубежа архей-протерозой связана с завершением процесса формирования в центре Земли плотного ядра. В земном ядре тогда оказалось сосредоточенным около 65% его современной массы, а после выделения молодого ядра произошёл ещё и переход эндогенного режима дифференциации земного вещества от механизма зонной сепарации железа и его окислов к более спокойному механизму их бародиффузионной дифференциации. Непосредственной же причиной произошедших между археем и протерозоем резких изменений геохимических и тектонических условий формирования земной коры служил переход от тектоники тонких базальтовых пластин архея с характерными для того времени зонами торошения и скучивания океанической коры к тектонике литосферных плит с зонами субдукции в протерозое и фанерозое. В связи с образованием в раннем протерозое серпентинитового слоя океаническом коры существенно изменился и водный режим выплавления континентальной коры: после архея она стала формироваться в условиях избытка поступавшей из зон поддвига плит перегретых водных флюидов. Большую роль в выплавке коровых магм, особенно гранитоидного и щелочного состава, в это время стали играть и затягиваемые в зоны субдукции осадки.
Развиваемая здесь теория глобальной эволюции Земли позволяет определить и основные закономерности роста континентальной коры. Поскольку в архее континентальная кора формировалась за счёт переработки всей массы океанических базальтовых пластин, скорость роста её массы была пропорциональна средней скорости торошения (скучивания) литосферных пластин и их мощности или, что то же, пропорциональна глубинному тепловому потоку nAR ~ Qm (см. рис. 56, кривая 1). В последующие эпохи континентальная кора формировалась только за счёт переработки океанической коры, мощность которой со временем менялась сравнительно мало, поэтому для послеархейского времени nPR+PH ~ Qm/Soc. Следовательно, сама масса континентальной коры mkk определяется интегрированием этих соотношений.
Рисунок 56. Тектоническая активность Земли, определяемая глубинным тепловым потоком Qm:
1 — в среднем для Земли в целом; 2 — тектоническая активность архея в широтном кольцевом поясе над зоной дифференциации земного вещества; стрелкой отмечен момент выделения земного ядра.
Для определения параметров интегрирования необходимо учесть значения массы континентальной коры в конце архея mAR и в современный момент времени m0. По данным многих исследователей докембрия, в архее образовалась существенно большая часть континентальной коры. В наших расчётах вслед за С. Тейлором и С. Мак-Леннаном (1988) мы приняли, что в архее образовалось около 70% континентальной коры, а массу современной континентальной коры определяли по данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1967) — m0 ≈ 2,25×1025 г. Площадь океанических плит в послеархейское время определялась по разности Sol = SG — Skk, где SG — площадь поверхности Земли и Skk — площадь континентальной коры, причём Skk ~ mkk.
Полученная таким путём теоретическая кривая роста массы континентальной коры изображена на рис. 79 в сравнении с наиболее популярной моделью роста континентальной коры, предложенной С. Тейлором, С. Мак-Леннаном (1988) с учётом геохимических данных, оценок скоростей осадконакопления в океанах и скоростей поглощения этих же осадков в зонах субдукции плит.
Рисунок 79. Накопление массы континентальной коры:
1 — рассматриваемая энергетическая модель; 2 — модель Тейлора — Мак-Леннана (1988).
Как видно из рис. 79, теоретическая зависимость, построенная по нашей геодинамической модели (кривая 1), очень неплохо соответствует эмпирической модели С. Тейлора и С. Мак-Леннана (кривая 2). Поскольку эти модели, хотя и совмещённые в двух точках, были построены на базе разных подходов с использованием независимых предпосылок и данных, но привели тем не менее к близким результатам, их соответствие друг с другом можно рассматривать как свидетельство в пользу справедливости обеих моделей. Это важно, поскольку излагаемая в данной работе теория тектонической активности Земли, безусловно, ещё требует проверки и доказательства, а приведённое на рис. 79 сопоставление кривых является одним из примеров такой проверки.
На рис. 80 изображена теоретическая зависимость скорости формирования континентальной коры от времени, построенная путём дифференцирования кривой роста коры (рис. 79, кривая 1). Как видно из приведённого графика, в начале раннего архея эта скорость была сравнительно высокой и достигала почти 6×1015 г/год, или около 2,1 км /год и со временем постепенно уменьшалась в связи с опусканием в глубины мантии фронта зонной дифференциации земного вещества. В середине архея, около 3,3-3,2 млрд лет назад, в период общего уменьшения тектонической активности Земли (см. рис. 56), снижалась и скорость образования земной коры. Не исключено, что в этот короткий интервал времени, который можно было бы назвать литоплитным периодом развития коры в архее, кое-где могли возникать характерные для тектоники литосферных плит геодинамические обстановки с нормальными зонами поддвига плит и островодужным известково-щелочным магматизмом, близким к современным аналогам. Вместе с тем в этот же литоплитный период должно было прекратиться (или резко сократиться) формирование архейских зеленокаменных поясов, а вместо них могли возникать даже отдельные офиолитовые покровы, обычные для фанерозоя.
Рисунок 80. Эволюция скорости роста континентальной коры
Характерной особенностью архейской тектоники был резкий всплеск её активности в позднем архее, приблизительно около 2,8-2,7 млрд лет назад, вызванный начавшимся процессом формирования земного ядра и переходом дифференциации земного вещества от высокотемпературного режима сепарации металлического железа к более энергетически выгодному механизму выделения эвтектических расплавов Fe×FeO. Судя по расчётам, в пике этого всплеска скорость образования земной коры поднималась до 30×1015 г/год, или до 10 км3/год.
В этот же период должна была существенно увеличиться скорость формирования зеленокаменных поясов и связанных с ними гранитоидных интрузий в основном ещё тоналит-трондьемитового состава. В это же время должны были значительно возрасти тепловые потоки, пронизывавшие океанические пластины, и, как следствие этого -увеличиться объем выплавления коматиитовых лав с одновременным возрастанием основности их состава. Тогда же резко увеличилась интенсивность тектонических деформаций, чётко выявляемых в строении многих позднеархейских зеленокаменных поясов древних щитов практически всех континентов. При этом, по-видимому, впервые в истории Земли (3,0-2,9)×109 лет назад наблюдалась приблизительно синхронная корреляция тектонических деформаций и магматических проявлений на большинстве из древних щитов (см. рис. 61).
Рисунок 61. Корреляция тектонических событий при формировании гранит-зелёнокаменных поясов архея
(по К. Конди, 1983, с изменениями): прямые линии отмечают время образования зеленокаменных поясов; волнистые — время складчатости.
Однако максимального напряжения тектонический режим формирования континентальной коры должен был достигнуть только в конце архея — в момент развития катастрофического процесса выделения земного ядра. Судя по геологическим данным (см. рис. 61), это событие произошло где-то между 2,7 и 2,6 млрд лет назад. Сопровождалось оно на всех континентах практически одновременной очень интенсивной активизацией всех тектономагматических процессов на Земле: формированием огромных по площади зеленокаменных поясов, выплавлением гигантских объёмов гранитоидов, среди которых заметную роль уже играли калиевые граниты, образованием напряжённых складчатых деформаций и др. (Конди, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988). При этом главным тектоническим следствием процесса выделения земного ядра должно было быть формирование около 2,6 млрд лет назад первого в истории Земли единого суперконтинента — Моногеи. На рис. 61 этому моменту отвечает очень чёткая корреляция практически синхронно возникших во всех древних щитах наиболее интенсивных тектонических деформаций, сопровождавшихся резкой активизацией гранитоидного магматизма и регионального метаморфизма. В совокупности тектономагматические формирования этого возраста характеризуют собой проявления наиболее древней и самой интенсивной на Земле кеноранской или беломорской глобальной эпохи диастрофизма.
С окончанием процесса формирования молодого ядра Земли около 2,6 млрд лет назад, в раннем протерозое тектоническая активность Земли снизилась, а вместе с ней уменьшилась и скорость образования континентальной коры — до 6×1015 г/год, или приблизительно до 2 км3/год. В протерозое и фанерозое скорость наращивания массы континентальной коры продолжала снижаться и в настоящее время она, судя по расчётам, не превышает 0,8×1015 г/год (0,28 км3/год), а в фанерозое она в среднем составляла 1,4×1015 г/год (0,5 км3 год).
Приведённые здесь скорости образования (роста) коры представляют собой осреднённые значения этого параметра по периодам порядка продолжительности полных тектонических мегациклов 108 лет. Одновременно с процессом выплавления коровых пород в зонах поддвига плит, т.е. с наращиванием массы коры, всегда действует противоположный процесс денудации континентальной коры, приводящий к её разрушению и сносу терригенного осадочного материала в океаны. После завершения полного цикла развития данного океана (от его раскрытия до полного закрытия) весь попавший в океанический бассейн осадочный материал в конце концов обязательно вновь перерабатывается в зонах поддвига плит или сминается в складки, надвигается на окраины континентов, консолидируется и вновь причленяется к континентальной коре. Однако этот процесс весьма неравномерный. В течение большей части цикла скорость денудации континентов существенно превышает скорость наращивания континентальной коры в зонах поддвига плит.
Так, судя по данным о современном сносе терригенного материала (Гаррелс, Маккензи, 1974), общее количество вещества, поступающего сейчас в океаны, приблизительно равно 25×1015 г/год (около 10 км3/год). Вместе с тем современная скорость наращивания коры в зонах поддвига плит составляет всего 0,5-1,1 км3/год (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Сносимый с континентов материал в основном отлагается в зонах континентальных склонов и на шельфах, т.е. по-прежнему сохраняет связь с континентальной корой и формально может рассматриваться как её часть. На долю же пелагических осадков, полностью оторванных от континентальной коры, приходится всего около 3×1015 г/год, или по эквиваленту коровых пород 1,1 км3/год. Поэтому масса современной континентальной коры в настоящий момент скорее уменьшается, чем возрастает. В конце же тектонических циклов при закрытии океанов Атлантического типа все отложившиеся до этого на дне океанические осадки оказываются вовлечёнными в процесс корообразования, смятия, гранитизации, метаморфизма и консолидации. В такие фазы орогенеза резко возрастают скорости формирования коры, и её прирост становится доминирующим. В фанерозое так происходило, например, при закрытии Палеоатлантического океана (Япетус) в каледонское время, Палеоуральского океана в герцинскую эпоху или океана Тетис в кайнозое при образовании Альпийско-Гималайского складчатого пояса. По нашим теоретическим оценкам, прирост массы континентальной коры, осредненный в масштабе времени порядка 1 млрд лет, в настоящее время все-таки положительный и приблизительно равен 0,65×1015 г/год (0,26 км3/год).
В результате осреднения эффектов формирования континентальной коры по разным фазам этого процесса и в предположении полного возвращения (рециклинга) осадочного материала в кору примерно за 800 млн лет можно считать, что до сих пор баланс роста континентальной коры оставался положительным. Более того, до середины фанерозоя это условие, по-видимому, выполнялось практически полностью. В будущем в связи с уменьшением тектонической активности Земли баланс между накоплением осадков в океанах и их рециклингом в процессах корообразования должен все более и более нарушаться. Этому будет способствовать и увеличение базиса эрозии суши, поскольку средний уровень стояния океанов в дальнейшем будет только прогрессивно снижаться. Поэтому в будущем, особенно после почти полного замирания тектонической активности Земли, масса континентальной коры должна будет только уменьшаться.
Таким образом, как видно из рис. 80, по рассматриваемой здесь модели тектонической активности Земли образование континентальной коры с наибольшей скоростью происходило в позднем архее. В результате большая часть массы современной коры (около 70%) была сформирована к концу архея, т.е. уже 2,6 млрд лет назад. При этом в раннем архее за 800-600 млн лет (от 4,0-3,8 до 3,2 млрд лет назад) возникло только 15% коры, а в позднем архее приблизительно за такой же период времени (от 3,2 до 2,6 млрд лет назад) образовалось приблизительно 50% коры. За всю остальную и наиболее продолжительную историю Земли (за 2,6 млрд лет) образовалось около 30% коры, а за её последнюю часть в фанерозое (около 600 млн лет) — немногим более 3% (с учётом рециклинга осадков). В дальнейшем рост континентальной коры прекратится и наступит фаза необратимого разрушения, но произойдёт это ещё очень не скоро.
Последний, завершающий этап в геологической истории Земли будет связан с её предстоящей тектонической смертью приблизительно через 1,6 млрд лет в будущем, после почти полного исчерпания источников энергии в земных недрах. Но ещё ранее, примерно через 600 млн лет, на Земле должен будет возникнуть исключительно сильный парниковый эффект за счёт поступления в атмосферу глубинного (абиогенного) кислорода, освобождающегося в мантии при формировании «ядерного» вещества. С прекращением тектонической активности и возникновением сильного парникового эффекта неизбежно уменьшатся эндогенные теплопотери Земли, поскольку после этих событий они будут происходить только за счёт кондуктивной составляющей теплового потока, а это может привести даже к некоторому, правда, не очень большому перегреву земных недр. Тем не менее и это не спасёт Землю от остывания, а лишь несколько задержит процесс общего её увядания. Несмотря на прекращение взаимных перемещений литосферных плит, ещё достаточно длительное время на Земле будут проявляться остаточные тектонические подвижки. Но магматических проявлений на Земле уже больше не должно происходить. В это же время усилятся воздействующие на земную поверхность экзогенные факторы выветривания пород.