Выделение земного ядра — главных процесс, определяющий эволюцию геологических обстановок на Земле
Вместе с геологической эволюцией Земли, естественно, менялись условия и режимы формирования земной коры и сосредоточенных в ней полезных ископаемых. Как уже отмечалось, эволюционные процессы на Земле необратимы. Поэтому для выяснения основных эволюционных закономерностей формирования полезных ископаемых в далёком прошлом необходимо осторожно пользоваться принципом актуализма (настоящее — ключ к прошлому) постоянно внося в него эволюционные поправки. Например, сейчас выясняется, что в архее ещё не существовало зон поддвига плит, поэтому и режимы образования континентальной коры, а вместе с ней и большинства типов эндогенных полезных ископаемых были тогда совсем иными и совершенно непохожими на современные условия их образования. Учитывая это обстоятельство, рассмотрим теперь проблему эволюции полезных ископаемых во времени с точки зрения наиболее общей теории глобальной эволюции Земли. В основе этой теории лежит представление, что главным энергетическим процессом, управляющим развитием Земли в целом, является процесс образования и роста земного ядра.
Как уже отмечалось, по современным представлениям, основанным на идеях О. Ю. Шмидта (1948) и разработках В. С. Сафронова (1969), Земля, как и другие планеты Солнечной системы, образовалась благодаря «холодной» аккреции газопылевого протопланетного облака. По этой причине молодая Земля сразу же после образования была «холодной», тектонически пассивной и однородной по составу и строению планетой. В результате все рудные и другие элементы были более или менее равномерно распределены по всему объёму только что образованной Земли со своими «кларковыми» содержаниями и не образовывали скоплений, которые можно было бы отнести к залежам полезных ископаемых. Отсюда следует, что в молодой Земле вообще не было месторождений полезных ископаемых.
В геологической истории Земли следует выделять три крупных эона: катархей (от 4,6 до 4,0-3,8 млрд лет назад), архей (от 4,0-3,8 до 2,6 млрд лет назад) и протерозой вместе с фанерозоем (2,6-0,0 млрд лет назад). Все три эона по-своему уникальны и тесно связаны с тремя этапами процесса формирования земного ядра. Напомним, что первоначально Земля разогревалась только за счёт выделения в её недрах радиогенной и приливной энергии. Судя по оценкам, всего за катархей, т.е. за первые 600 млн лет жизни Земли, в её недрах выделилось около 1,1×1037 эрг радиогенной и 2,1×1037 эрг приливной энергии. Благодаря такому разогреву первичный теплозапас Земли повысился с 7,12×1037 до 9,2×1037 эрг в начале архея. В результате около 4,0 млрд лет назад в экваториальном поясе Земли, в котором приливные деформации достигали максимального значения, на глубинах около 200-400 км началось плавление вещества верхней мантии. После этого момента стал действовать наиболее мощный источник эндогенной энергии — процесс химико-плотностной дифференциации земного вещества. При этом химико-плотностная дифференциация земного вещества происходила путём сепарации расплавов железа и его окислов от силикатов мантии. В архее этот процесс развивался по механизму зонной дифференциации вещества, и к концу архея он привёл к «катастрофическому» событию образования земного ядра (см. рис. 32). В последующие эпохи рост ядра происходил уже по более спокойному бародиффузионному механизму дифференциации мантийного вещества. Он же играл (и продолжает играть) главную роль в возбуждении крупномасштабной мантийной конвекции — главного фактора тектонической активности Земли.
Напомним, что в архее вместе с железом и его окислами в кольцевой слой расплавов преимущественно переходило и большинство сидерофильных и халькофильных элементов (см. рис. 39). По этой причине конвектирующая мантия над погружающимся кольцевым слоем зонной дифференциации земного вещества в архее была обеднена и железом, и другими сидерофильными элементами. Поэтому, вероятно, архейские континентальные щиты и зеленокаменные пояса в них не отличаются повышенным металлогеническим потенциалом.
Процесс перемещения плотных окисно-железных расплавов к центру Земли и вытеснения оттуда первозданной сердцевины (рис. 32, в, г), должен был сопровождаться выделением огромной энергии, около 5 10 эрг, что привело в конце архея к перегреву планеты. Возникшие при этом интенсивные конвективные течения в мантии полностью и радикально перестроили весь существовавший ранее режим тектонического развития нашей планеты и привели к формированию первого в истории Земли суперконтинента -Моногеи, что произошло, вероятно, в самом конце архея. Таким путём, по-видимому, можно объяснить и образование земного ядра около 2,6-109 лет назад.
О таком развитии сценария, в частности, свидетельствуют и палеомагнитные данные, показывающие, что дипольное магнитное поле современного типа у Земли появилось только около 2,6×109 лет назад, т.е. на рубеже архея и протерозоя (см. рис. 33). Анализ изотопных отношений свинца практически однозначно свидетельствует о том, что земное ядро выделялось без плавления силикатного вещества Земли. Более того, приведённый сценарий развития процесса формирования земного ядра неплохо описывается двухступенчатой моделью изменения отношений изотопов свинца, согласно которой до начала этого процесса эволюция изотопных отношений происходила в замкнутом резервуаре, а после начала процесса — с учётом перехода части свинца в растущее земное ядро. К настоящему времени в ядро Земли погрузилось около 30 % земного свинца (Сорохтин, 1999).
Процесс выделения земного ядра, прежде всего, сказался на тектонической активности Земли. Как уже отмечалось, молодая Земля в течение всего катархея (от 4,6 до 4,0 млрд лет назад) оставалась тектонически пассивной. После начала процесса зонной дифференциации земного вещества, сопровождавшегося сепарацией расплавов железа от силикатов (см. рис. 32, а), в экваториальном поясе Земли впервые возникла конвектирующая мантия, её температура быстро превысила температуру плавления железа, после чего на уровне верхней мантии появились первые расплавы мантийного вещества и постепенно стали формироваться ядра древнейших континентальных щитов.
Как видно из рис. 56, максимальная тектономагматическая активность Земли наблюдалась в позднем архее — суммарный тепловой поток тогда превышал его современное значение более чем в десять раз (рис. 56, кривая 1). Однако если учесть, что в архее тектономагматическая активность проявлялась только в постепенно расширяющемся, а вначале узком низкоширотном поясе, то его удельная активность оказывается ещё более высокой (рис. 56, кривая 2).
Отметим, что в раннем архее, несмотря на высокую локальную тектономагматическую активность, по подсчётам С. Тейлора и С. Мак-Леннана (1988), сформировалось не более 15 % массы континентальной коры, тогда как в позднем архее за то же время образовалось около 55 % её массы, т.е. в 3,7 раза больше. Это ещё раз говорит о том, что в раннем архее тектономагматическая активность проявлялась не по всей Земле в целом, а только в её узкой части, тогда как большая часть Земли тогда оставалась ещё холодной и тектонически пассивной.
Осреднённая зависимость тектонической активности Земли от времени, показанная на рис. 56, сглаживает её изменения, связанные с тектоническими циклами. Реальная кривая активности отличается от осреднённой наложением на неё квазипериодических колебаний (не очень большой амплитуды), характеризующих тектонические циклы. В качестве примера на рис. 137 приведена кривая колебаний тектонической активности Земли в фанерозое (в пересчёте на среднюю скорость движения литосферных плит), построенная по данным о трансгрессиях и регрессиях морей на континенты.
В связи с высокой тектономагматической активностью архея тогда над зонами сепарации расплавленного железа происходил перегрев верхней мантии (см. рис. 31), а скорости раздвижения океанической коры в рифтовых зонах того времени были очень высокими — до 400-500 см/год (см. рис. 71), тогда как время «самостоятельной жизни» формировавшейся в этих зонах океанической коры, наоборот, соответственно было коротким — не более 10-15 млн лет (см. рис. 72, кривая 1). Поэтому в архее ещё не существовало мощных и плотных литосферных плит, на образование которых требуется около 50-150 млн лет, а вместо них возникали лишь тонкие базальтовые пластины толщиной не более 15-30 км.
Поэтому в архее не могло существовать и зон поддвига плит, а компенсация спрединга океанического дна происходила в зонах их торошения и скучивания с обдукцией базальтовых пластин друг на друга над нисходящими потоками в конвектирующей мантии. Вторичное переплавление этих водонасыщенных базальтовых пластин (происходившее на подошве зон их торошения) и привело к выплавлению более лёгких континентальных магматических пород — трондьемитов, тоналитов и плагиогранитов, поднимавшихся затем в виде диапиров и куполов в верхние этажи растущей континентальной коры (см. рис. 73).
Судя по радиолокационным снимкам поверхности Венеры, именно такая ситуация в настоящее время и наблюдается на этой соседней с нами планете (см. рис. 74): рифтовые зоны на ней существуют, а зон поддвига плит с их характерными асимметричными структурами глубоких желобов и узких хребтов нет.
После образования земного ядра около 2,6 млрд лет назад его дальнейший рост уже происходил по более спокойному бародиффузионному механизму. Соответственно снизилась и тектоническая активность Земли, а это привело к замедлению движения литосферных плит, к увеличению продолжительности «жизни» океанических плит, к их большему охлаждению и «утяжелению» за счёт нарастания под океанической корой литосферы ультраосновного состава. В результате ещё в раннем протерозое возникли первые зоны поддвига плит, а геологическое развитие Земли пошло по законам тектоники литосферных плит.
Выделение земного ядра, в котором сейчас сосредоточено около трети массы Земли, естественно, должно было существенно повлиять и на состав конвектирующей мантии, 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 халькофильными элементами (см. рис. 39). Не исключено, что именно этим объясняется практически полная металлогеническая стерильность (за исключением железа) раннего архея (Смирнов, 1984; Хаин, 2000) и сравнительно умеренная металлогения среднего архея с не очень большими запасами железа и других полезных ископаемых.
На рубеже архея и протерозоя, во время выделения земного ядра, состав мантии радикально изменился. Связано это тем, что тогда произошло добавление в конвектирующую мантию вещества бывшей сердцевины Земли (см. рис. 32, в, г) с первозданными концентрациями в нем железа (около 13-14 %), его окислов (около 23-24 %), а также сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов и других рудных элементов, в том числе платиноидов. В результате этого в конце архея и раннем протерозое возникли наиболее благоприятные условия для формирования уникальных месторождений эндогенных рудных полезных ископаемых, а сама эпоха раннего протерозоя стала наиболее выдающимся периодом эндогенного рудообразования.
Прямыми свидетелями этих событий служат уникальные дифференцированные интрузии основных и ультраосновных пород, внедрившиеся в середине раннего протерозоя (около 2,3 млрд лет назад) во многие древние щиты при первых же импульсах растяжения и раскола архейского суперконтинента Моногея. Наиболее типичным и классическим образованием этого типа является интрузия Великой Дайки в Зимбабве, представляющая собой расслоенный комплекс внедрения в земную кору мантийного вещества раннепротерозойского возраста. Залежи хромитов в Великой Дайке распространены в её нижних этажах и приурочены к дунитам и гарцбургитам, а платина в форме сперрилита (PtAs2) и платиноиды встречаются в сульфидных слоях между ультраосновными породами и габбро-норитами.
В раннепротерозойских ультраосновных и габбро-норитовых интрузиях Бушвельдского расслоенного магматического массива (ЮАР) высоких концентраций достигают железо, титан, хром и ванадий, а в пластообразных залежах медно-никелевых сульфидов промышленной концентрации достигают платиноиды. Бушвельдский плутон внедрился в мощную осадочно-вулканогенную толщу трансваальской системы раннепротерозойского возраста. В результате верхняя (габбро-норитовая) часть мантийной интрузии контактирует с коровыми гранитами, образовавшимися за счет переплавления осадочно-вулканогенных пород, вмещающих плутон. Поэтому с Бушвельдскими гранитами уже связана только литофильная (гидротермальная) минерализация олова и флюорита.
Другими примерами мантийных интрузий рассматриваемого типа могут служить внедрения норитов Садбери в гуронскую осадочно-вулканогенную толщу раннего протерозоя в Канаде (сульфиды меди, кобальта, никеля, платина), месторождение Стилуотер в Канаде (хром, титаномагнетит, платиноиды) и месторождение Камбалда в Австралии (никель, медь, платиноиды). В России это Бураковский интрузив в юго-восточной части Балтийского щита с хромитовой, никелевой, ванадиевой, платиновой и, возможно, золотой металлогенией. К близкому типу образований, по-видимому, следует отнести габбро-норитовые интрузивные комплексы Печенги и Мончегорска с их сульфидной медно-никелевой и кобальтовой минерализацией, а также Панскую интрузию на Кольском полуострове и магматические образования Олонгской группы в Карелии с платиновой минерализацией.
Подчеркнём, что интрузивные образования такого типа с высокими концентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни после него не возникали. Это свидетельствует в пользу приведённой модели обогащения конвектирующей мантии на рубеже архея и протерозоя первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли в процессе формирования земного ядра в конце архея, как это и показано на рис. 32, г.
После образования у Земли плотного окисно-железного ядра дальнейший его рост происходил уже по более спокойному бародиффузионному механизму. В этой связи в протерозое заметно снизилась тектоническая активность Земли, возникла химико-плотностная конвекция, уменьшилась скорость спрединга океанического дна, возникли более мощные и «тяжёлые» 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 в мантии Земли должны были возникать одноячеистые конвективные структуры с одним мощным восходящим и одним нисходящим мантийным потоками. При этом все существовавшие материки дрейфовали к центру таких нисходящих мантийных потоков, формируя над ними гигантские суперконтиненты на подобии вегенеровской Пангеи (см. рис. 106). Всего в геологической истории Земли существовало четыре подобных суперконтинента: Моногея (2,6 млрд лет назад), Мегагея Штилле (1,84), Мезогея, или Родиния (1,05), распавшаяся затем (через 120-200 млн лет) на два больших континента — Лавразию и Гондвану, и Пангея Вегенера (около 230 млн лет назад).
Последовательные этапы образования и разрушения суперконтинентов предопределили и проявления разных металлогенических обстановок на Земле. Так, в моменты формирования суперконтинентов обычно возникали офиолитовые покровы с характерными месторождениями хромитов типа Кемпирсайского массива на Южном Урале и обстановки континентальных коллизий с выплавкой огромных масс гранитов, образованием обильных гидротермальных и пегматитовых месторождений, а также залежей полиметаллических и колчеданных руд.
Время жизни суперконтинентов как единых материков обычно не превышало 100-120 млн лет, что объясняется спецификой химико-плотностной конвекции в мантии. Поэтому сжатие суперконтинентов обычно быстро сменялось условиями их растяжения с проявлениями более молодого, чем возраст суперконтинента, щёлочно-ультраосновного, сиенитового, карбонатитового и алмазоносного кимберлитового магматизма. Большинство кимберлитовых трубок взрыва мира приходится именно на такие периоды начальных растяжений суперконтинентов. Хотя необходимо помнить, что открытые разломы — каналы вывода глубинных магм иногда могут появляться и на стадии формирования суперконтинента при общем сжатии континентальной литосферы, особенно если одна из сталкивающихся литосферных плит обладала клинообразными очертаниями, как это наблюдалось, например, при консолидации Лавразии и закрытии Северной Палеоатлантики (океана Япетус) в девоне (рис. 138). По-видимому, именно по таким разломам в девоне и карбоне внедрялись в земную кору щёлочно-ультраосновные интрузии Кольского полуострова и алмазоносные кимберлиты Архангельской области.
Дальнейшее растяжение суперконтинентов при их расколах приводило к обширным внедрениям в континентальную кору трапповых базальтов и в результате к формированию континентальных рифтов, характеризующихся бимодальным вулканизмом. Обычно этот процесс заканчивался распадом суперконтинента на ряд более мелких и центробежно дрейфующих материков с образованием между ними молодых океанов Атлантического типа.
Как уже отмечалось, по современным представлениям, основанным на идеях О. Ю. Шмидта (1948) и разработках В. С. Сафронова (1969), Земля, как и другие планеты Солнечной системы, образовалась благодаря «холодной» аккреции газопылевого протопланетного облака. По этой причине молодая Земля сразу же после образования была «холодной», тектонически пассивной и однородной по составу и строению планетой. В результате все рудные и другие элементы были более или менее равномерно распределены по всему объёму только что образованной Земли со своими «кларковыми» содержаниями и не образовывали скоплений, которые можно было бы отнести к залежам полезных ископаемых. Отсюда следует, что в молодой Земле вообще не было месторождений полезных ископаемых.
В геологической истории Земли следует выделять три крупных эона: катархей (от 4,6 до 4,0-3,8 млрд лет назад), архей (от 4,0-3,8 до 2,6 млрд лет назад) и протерозой вместе с фанерозоем (2,6-0,0 млрд лет назад). Все три эона по-своему уникальны и тесно связаны с тремя этапами процесса формирования земного ядра. Напомним, что первоначально Земля разогревалась только за счёт выделения в её недрах радиогенной и приливной энергии. Судя по оценкам, всего за катархей, т.е. за первые 600 млн лет жизни Земли, в её недрах выделилось около 1,1×1037 эрг радиогенной и 2,1×1037 эрг приливной энергии. Благодаря такому разогреву первичный теплозапас Земли повысился с 7,12×1037 до 9,2×1037 эрг в начале архея. В результате около 4,0 млрд лет назад в экваториальном поясе Земли, в котором приливные деформации достигали максимального значения, на глубинах около 200-400 км началось плавление вещества верхней мантии. После этого момента стал действовать наиболее мощный источник эндогенной энергии — процесс химико-плотностной дифференциации земного вещества. При этом химико-плотностная дифференциация земного вещества происходила путём сепарации расплавов железа и его окислов от силикатов мантии. В архее этот процесс развивался по механизму зонной дифференциации вещества, и к концу архея он привёл к «катастрофическому» событию образования земного ядра (см. рис. 32). В последующие эпохи рост ядра происходил уже по более спокойному бародиффузионному механизму дифференциации мантийного вещества. Он же играл (и продолжает играть) главную роль в возбуждении крупномасштабной мантийной конвекции — главного фактора тектонической активности Земли.
Рисунок 32. Последовательные этапы развития процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли.
Чёрным показаны расплавы железа и его окислов, белым — деплетированная мантия, обеднённая железом, его окислами и сидерофильными элементами; чёрточками — первичное земное вещество, радиальной штриховкой — континентальные массивы.
Напомним, что в архее вместе с железом и его окислами в кольцевой слой расплавов преимущественно переходило и большинство сидерофильных и халькофильных элементов (см. рис. 39). По этой причине конвектирующая мантия над погружающимся кольцевым слоем зонной дифференциации земного вещества в архее была обеднена и железом, и другими сидерофильными элементами. Поэтому, вероятно, архейские континентальные щиты и зеленокаменные пояса в них не отличаются повышенным металлогеническим потенциалом.
Рисунок 39. Эволюция химического состава конвектирующей мантии в относительных концентрациях (за единицу принята концентрация данного элемента в первичном веществе Земли):
1 — SiO2, TiO2, MgO, CaO, Al2O3; 2 — H2O; 3 — K2O; 4 — Ni и другие сидерофильные и халькофильные элементы и соединения: FeS, (Fe,Ni)S, CuFeS2, Co, Cr, Pt, Pd, Os, Ir, Au; 5 — FeO; 6 — Fe; 7 — U; 8 — Th; 9 — Fe3O4.
Процесс перемещения плотных окисно-железных расплавов к центру Земли и вытеснения оттуда первозданной сердцевины (рис. 32, в, г), должен был сопровождаться выделением огромной энергии, около 5 10 эрг, что привело в конце архея к перегреву планеты. Возникшие при этом интенсивные конвективные течения в мантии полностью и радикально перестроили весь существовавший ранее режим тектонического развития нашей планеты и привели к формированию первого в истории Земли суперконтинента -Моногеи, что произошло, вероятно, в самом конце архея. Таким путём, по-видимому, можно объяснить и образование земного ядра около 2,6-109 лет назад.
О таком развитии сценария, в частности, свидетельствуют и палеомагнитные данные, показывающие, что дипольное магнитное поле современного типа у Земли появилось только около 2,6×109 лет назад, т.е. на рубеже архея и протерозоя (см. рис. 33). Анализ изотопных отношений свинца практически однозначно свидетельствует о том, что земное ядро выделялось без плавления силикатного вещества Земли. Более того, приведённый сценарий развития процесса формирования земного ядра неплохо описывается двухступенчатой моделью изменения отношений изотопов свинца, согласно которой до начала этого процесса эволюция изотопных отношений происходила в замкнутом резервуаре, а после начала процесса — с учётом перехода части свинца в растущее земное ядро. К настоящему времени в ядро Земли погрузилось около 30 % земного свинца (Сорохтин, 1999).
Рисунок 33. Изменения интенсивности магнитного поля Земли по палеомагнитным данным (Hale, 1987).
Горизонтальными и вертикальными линиями показаны доверительные интервалы измерений; кружком с крестиком отмечена интенсивность современного геомагнитного поля.
Процесс выделения земного ядра, прежде всего, сказался на тектонической активности Земли. Как уже отмечалось, молодая Земля в течение всего катархея (от 4,6 до 4,0 млрд лет назад) оставалась тектонически пассивной. После начала процесса зонной дифференциации земного вещества, сопровождавшегося сепарацией расплавов железа от силикатов (см. рис. 32, а), в экваториальном поясе Земли впервые возникла конвектирующая мантия, её температура быстро превысила температуру плавления железа, после чего на уровне верхней мантии появились первые расплавы мантийного вещества и постепенно стали формироваться ядра древнейших континентальных щитов.
Как видно из рис. 56, максимальная тектономагматическая активность Земли наблюдалась в позднем архее — суммарный тепловой поток тогда превышал его современное значение более чем в десять раз (рис. 56, кривая 1). Однако если учесть, что в архее тектономагматическая активность проявлялась только в постепенно расширяющемся, а вначале узком низкоширотном поясе, то его удельная активность оказывается ещё более высокой (рис. 56, кривая 2).
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.
Отметим, что в раннем архее, несмотря на высокую локальную тектономагматическую активность, по подсчётам С. Тейлора и С. Мак-Леннана (1988), сформировалось не более 15 % массы континентальной коры, тогда как в позднем архее за то же время образовалось около 55 % её массы, т.е. в 3,7 раза больше. Это ещё раз говорит о том, что в раннем архее тектономагматическая активность проявлялась не по всей Земле в целом, а только в её узкой части, тогда как большая часть Земли тогда оставалась ещё холодной и тектонически пассивной.
Осреднённая зависимость тектонической активности Земли от времени, показанная на рис. 56, сглаживает её изменения, связанные с тектоническими циклами. Реальная кривая активности отличается от осреднённой наложением на неё квазипериодических колебаний (не очень большой амплитуды), характеризующих тектонические циклы. В качестве примера на рис. 137 приведена кривая колебаний тектонической активности Земли в фанерозое (в пересчёте на среднюю скорость движения литосферных плит), построенная по данным о трансгрессиях и регрессиях морей на континенты.
Рисунок 137. Тектоническая активность фанерозоя в пересчёте на среднюю скорость движения литосферных плит:
штрихпунктирная линия — осреднённая тектоническая активность фанерозоя; сплошная линия — тектоническая активность фанерозоя, построенная по данным о трансгрессиях и регрессиях моря на континенты (по горизонтали отложен возраст в миллионах лет).
В связи с высокой тектономагматической активностью архея тогда над зонами сепарации расплавленного железа происходил перегрев верхней мантии (см. рис. 31), а скорости раздвижения океанической коры в рифтовых зонах того времени были очень высокими — до 400-500 см/год (см. рис. 71), тогда как время «самостоятельной жизни» формировавшейся в этих зонах океанической коры, наоборот, соответственно было коротким — не более 10-15 млн лет (см. рис. 72, кривая 1). Поэтому в архее ещё не существовало мощных и плотных литосферных плит, на образование которых требуется около 50-150 млн лет, а вместо них возникали лишь тонкие базальтовые пластины толщиной не более 15-30 км.
Рисунок 31. Эволюция приведённой к поверхности температуры верхней мантии Tm в архее (Н. Сорохтин, 2001):
Ts — температура солидуса базальтов; T0 — приведённая к поверхности современная температура верхней мантии; TFe — температура плавления железа в нормальных условиях; I и II — эпохи выплавления перегретых коматиитовых лав по (Коваленко и др., 1987).
Рисунок 71. Эволюция средней скорости движения океанических литосферных плит
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.
Поэтому в архее не могло существовать и зон поддвига плит, а компенсация спрединга океанического дна происходила в зонах их торошения и скучивания с обдукцией базальтовых пластин друг на друга над нисходящими потоками в конвектирующей мантии. Вторичное переплавление этих водонасыщенных базальтовых пластин (происходившее на подошве зон их торошения) и привело к выплавлению более лёгких континентальных магматических пород — трондьемитов, тоналитов и плагиогранитов, поднимавшихся затем в виде диапиров и куполов в верхние этажи растущей континентальной коры (см. рис. 73).
Рисунок 73. Картина формирования континентальной коры в архее
Рисунок 74. Радиолокационное изображение участка поверхности Венеры размером 500×550 км в месте сочленения гор Максвелла — аналога зон скучивания тонких базальтовых пластин с плато Лакшми — аналогом континентального массива
(в верхней правой части снимка видно изображение крупного метеоритного кратера Клеопатра)
Судя по радиолокационным снимкам поверхности Венеры, именно такая ситуация в настоящее время и наблюдается на этой соседней с нами планете (см. рис. 74): рифтовые зоны на ней существуют, а зон поддвига плит с их характерными асимметричными структурами глубоких желобов и узких хребтов нет.
После образования земного ядра около 2,6 млрд лет назад его дальнейший рост уже происходил по более спокойному бародиффузионному механизму. Соответственно снизилась и тектоническая активность Земли, а это привело к замедлению движения литосферных плит, к увеличению продолжительности «жизни» океанических плит, к их большему охлаждению и «утяжелению» за счёт нарастания под океанической корой литосферы ультраосновного состава. В результате ещё в раннем протерозое возникли первые зоны поддвига плит, а геологическое развитие Земли пошло по законам тектоники литосферных плит.
Выделение земного ядра, в котором сейчас сосредоточено около трети массы Земли, естественно, должно было существенно повлиять и на состав конвектирующей мантии, 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 халькофильными элементами (см. рис. 39). Не исключено, что именно этим объясняется практически полная металлогеническая стерильность (за исключением железа) раннего архея (Смирнов, 1984; Хаин, 2000) и сравнительно умеренная металлогения среднего архея с не очень большими запасами железа и других полезных ископаемых.
Рисунок 39. Эволюция химического состава конвектирующей мантии в относительных концентрациях (за единицу принята концентрация данного элемента в первичном веществе Земли):
1 — SiO2, TiO2, MgO, CaO, Al2O3; 2 — H2O; 3 — K2O; 4 — Ni и другие сидерофильные и халькофильные элементы и соединения: FeS, (Fe,Ni)S, CuFeS2, Co, Cr, Pt, Pd, Os, Ir, Au; 5 — FeO; 6 — Fe; 7 — U; 8 — Th; 9 — Fe3O4.
На рубеже архея и протерозоя, во время выделения земного ядра, состав мантии радикально изменился. Связано это тем, что тогда произошло добавление в конвектирующую мантию вещества бывшей сердцевины Земли (см. рис. 32, в, г) с первозданными концентрациями в нем железа (около 13-14 %), его окислов (около 23-24 %), а также сидерофильных элементов, сульфидов халькофильных металлов и других рудных элементов, в том числе платиноидов. В результате этого в конце архея и раннем протерозое возникли наиболее благоприятные условия для формирования уникальных месторождений эндогенных рудных полезных ископаемых, а сама эпоха раннего протерозоя стала наиболее выдающимся периодом эндогенного рудообразования.
Рисунок 32. Последовательные этапы развития процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли.
Чёрным показаны расплавы железа и его окислов, белым — деплетированная мантия, обеднённая железом, его окислами и сидерофильными элементами; чёрточками — первичное земное вещество, радиальной штриховкой — континентальные массивы.
Прямыми свидетелями этих событий служат уникальные дифференцированные интрузии основных и ультраосновных пород, внедрившиеся в середине раннего протерозоя (около 2,3 млрд лет назад) во многие древние щиты при первых же импульсах растяжения и раскола архейского суперконтинента Моногея. Наиболее типичным и классическим образованием этого типа является интрузия Великой Дайки в Зимбабве, представляющая собой расслоенный комплекс внедрения в земную кору мантийного вещества раннепротерозойского возраста. Залежи хромитов в Великой Дайке распространены в её нижних этажах и приурочены к дунитам и гарцбургитам, а платина в форме сперрилита (PtAs2) и платиноиды встречаются в сульфидных слоях между ультраосновными породами и габбро-норитами.
В раннепротерозойских ультраосновных и габбро-норитовых интрузиях Бушвельдского расслоенного магматического массива (ЮАР) высоких концентраций достигают железо, титан, хром и ванадий, а в пластообразных залежах медно-никелевых сульфидов промышленной концентрации достигают платиноиды. Бушвельдский плутон внедрился в мощную осадочно-вулканогенную толщу трансваальской системы раннепротерозойского возраста. В результате верхняя (габбро-норитовая) часть мантийной интрузии контактирует с коровыми гранитами, образовавшимися за счет переплавления осадочно-вулканогенных пород, вмещающих плутон. Поэтому с Бушвельдскими гранитами уже связана только литофильная (гидротермальная) минерализация олова и флюорита.
Другими примерами мантийных интрузий рассматриваемого типа могут служить внедрения норитов Садбери в гуронскую осадочно-вулканогенную толщу раннего протерозоя в Канаде (сульфиды меди, кобальта, никеля, платина), месторождение Стилуотер в Канаде (хром, титаномагнетит, платиноиды) и месторождение Камбалда в Австралии (никель, медь, платиноиды). В России это Бураковский интрузив в юго-восточной части Балтийского щита с хромитовой, никелевой, ванадиевой, платиновой и, возможно, золотой металлогенией. К близкому типу образований, по-видимому, следует отнести габбро-норитовые интрузивные комплексы Печенги и Мончегорска с их сульфидной медно-никелевой и кобальтовой минерализацией, а также Панскую интрузию на Кольском полуострове и магматические образования Олонгской группы в Карелии с платиновой минерализацией.
Подчеркнём, что интрузивные образования такого типа с высокими концентрациями рудных элементов никогда более, ни до раннего протерозоя, ни после него не возникали. Это свидетельствует в пользу приведённой модели обогащения конвектирующей мантии на рубеже архея и протерозоя первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли в процессе формирования земного ядра в конце архея, как это и показано на рис. 32, г.
После образования у Земли плотного окисно-железного ядра дальнейший его рост происходил уже по более спокойному бародиффузионному механизму. В этой связи в протерозое заметно снизилась тектоническая активность Земли, возникла химико-плотностная конвекция, уменьшилась скорость спрединга океанического дна, возникли более мощные и «тяжёлые» 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 в мантии Земли должны были возникать одноячеистые конвективные структуры с одним мощным восходящим и одним нисходящим мантийным потоками. При этом все существовавшие материки дрейфовали к центру таких нисходящих мантийных потоков, формируя над ними гигантские суперконтиненты на подобии вегенеровской Пангеи (см. рис. 106). Всего в геологической истории Земли существовало четыре подобных суперконтинента: Моногея (2,6 млрд лет назад), Мегагея Штилле (1,84), Мезогея, или Родиния (1,05), распавшаяся затем (через 120-200 млн лет) на два больших континента — Лавразию и Гондвану, и Пангея Вегенера (около 230 млн лет назад).
Рисунок 106. Пангея А. Вегенера около 200 млн лет назад
по работе (Smith, Brieden, 1977)
Последовательные этапы образования и разрушения суперконтинентов предопределили и проявления разных металлогенических обстановок на Земле. Так, в моменты формирования суперконтинентов обычно возникали офиолитовые покровы с характерными месторождениями хромитов типа Кемпирсайского массива на Южном Урале и обстановки континентальных коллизий с выплавкой огромных масс гранитов, образованием обильных гидротермальных и пегматитовых месторождений, а также залежей полиметаллических и колчеданных руд.
Время жизни суперконтинентов как единых материков обычно не превышало 100-120 млн лет, что объясняется спецификой химико-плотностной конвекции в мантии. Поэтому сжатие суперконтинентов обычно быстро сменялось условиями их растяжения с проявлениями более молодого, чем возраст суперконтинента, щёлочно-ультраосновного, сиенитового, карбонатитового и алмазоносного кимберлитового магматизма. Большинство кимберлитовых трубок взрыва мира приходится именно на такие периоды начальных растяжений суперконтинентов. Хотя необходимо помнить, что открытые разломы — каналы вывода глубинных магм иногда могут появляться и на стадии формирования суперконтинента при общем сжатии континентальной литосферы, особенно если одна из сталкивающихся литосферных плит обладала клинообразными очертаниями, как это наблюдалось, например, при консолидации Лавразии и закрытии Северной Палеоатлантики (океана Япетус) в девоне (рис. 138). По-видимому, именно по таким разломам в девоне и карбоне внедрялись в земную кору щёлочно-ультраосновные интрузии Кольского полуострова и алмазоносные кимберлиты Архангельской области.
Рисунок 138. Схема, показывающая механизм возникновения обстановок растяжения и сжатия
при столкновениях Американо-Гренландской и Западносибирско-Карскоморской плит с Балтийско-Баренцевоморской плитой соответственно около 400 и 320 млн. лет назад (Сорохтин, Митрофанов, Сорохтин, 1996): 1 — направления давления плит; 2 — генеральные простирания зон растяжения; 3 — напряжения растяжения; 4 — напряжения сжатия; 5 — характерные простирания субмеридиональных и субширотных разломов, оперяющих главные диагональные зоны растяжения.
Дальнейшее растяжение суперконтинентов при их расколах приводило к обширным внедрениям в континентальную кору трапповых базальтов и в результате к формированию континентальных рифтов, характеризующихся бимодальным вулканизмом. Обычно этот процесс заканчивался распадом суперконтинента на ряд более мелких и центробежно дрейфующих материков с образованием между ними молодых океанов Атлантического типа.