CC BY
37
УДК 530.311 DOI: 10.19110/2221-1381-2017-2-12-19
ПРИРОДА СПЕЦИФИКИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ О РАННЕМ ДОКЕМБРИИ
В. С. Шкодзинский
Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, Якутск shkodzinskiy@diamond.ysn.ru
Актуальность статьи обусловлена необходимостью определения природы древнейших геологических процессов для выяснения генезиса многочисленных раннедокембрийских месторождений и решения глобальных геологических проблем. Объектом исследований явились опубликованные данные по древнейшим породам мира и полученные автором по Алданскому щиту. На основании известных и выявленных автором доказательств фракционирования на Земле в докембрии расслоенного глобального океана магмы разработана принципиально новая модель формирования древнейших пород. По этой модели затвердевание кислого верхнего слоя океана магмы привело к образованию кристаллической коры. Сначала она покрывала всю поверхность, затем под влиянием тектонических деформаций площадь ее уменьшилась. В докембрии магмы формировались в результате подъема остаточных расплавов из фракционировавших различных слоев магматического океана. Они не могли возникать путем частичного плавления. Вследствие повышения температуры при аккреции нижняя мантия сначала имела более низкую температуру, чем верхняя. Поэтому в раннем докембрии не происходило всплывание нижнемантийных плюмов. Они начали подниматься только в конце протерозоя, после прогрева нижней мантии изначально более горячим ядром.
Ключевые слова: магматический океан, генезис кристаллической коры, природа магм, мантия.
GENESIS OF PECULIARITIES OF GEOLOGICAL PROCESSES IN EARLY PRE-CAMBRIAN
V. S. Shkodzinskiy
Institute of diamond and precious metal geology SB RAS, Yakutsk
Actuality of the article is determined by necessity of elucidation of nature of ancient geological processes for determination of genesis of Pre-Cambrian deposits. Object of study was published data about ancient rocks of world and about Aldan shield. It was shown that in early Pre-Cambrian layered magma ocean existed on the Earth. The crystalline crust was resulted from crystallization of its acid layer. It covered all the Earth. Late tectonic deformations decreased its area. The magmas was resulted from ascent residual melts from magma ocean and from basic magma chambers in mantle plumes. Magmas were not formed as a result of partial melting. Due to rise of temperature during accretion, the temperature of lower mantle was less than upper mantle during early Pre-Cambrian. Therefore mantle plumes were not formed.
Keywords: magma ocean, crystalline crust, origin of magmas, mantle.
Введение
Раннедокембрийские геологические процессы резко отличаются от более поздних. В ранний период сформировалась кислая кристаллическая кора древних платформ мощностью около 20—30 км, возникло огромное количество гранитоидов, автономных анортозитов, крупных месторождений железных руд, зародились первые микроорганизмы. Природа этих процессов давно является предметом дискуссии. Наиболее непонятно происхождение кислых магматических пород. По экспериментальным данным [5], кислые расплавы в реальных бедных водой первичных мафических породах могли формироваться при малобарическом (менее 0.3 ГПа) начальном (на 1— 3 %) их плавлении. Но на Земле температура недр при таком давлении (на глубине менее 10—12 км), по господствующей в геологии гипотезе холодной аккреции нашей планеты, всегда была во много раз ниже, чем необходимо для начала плавления этих пород (более 1000 оС). Попыткам объяснить генезис таких расплавов выплавлением из мантийных основных пород (эклогитов) [6] и метабази-тов [26] противоречат отсутствие кислых обособлений во многих тысячах изученных ксенолитов этих пород из кимберлитов и намного большая древность кислой кристал-
лической коры (3.8—2 млрд лет) по сравнению с эклоги-тами (в среднем 1.4 млрд лет) (рис. 1).
Кроме того, несмотря на длительное массовое использование, гипотеза магмообразования путем отделения расплавов из слабоподплавленных (на 0.1—15 %) пород не имеет никакого обоснования. Наоборот, экспериментальные исследования [21] показали, что из наиболее распространенной мантийной породы, перидотита, расплав не отделяется при плавлении его менее чем на 35—40 % вследствие большой прочности каркаса минералов. Это подтверждается обычно отсутствием инъекций во вмещающие породы и, следовательно, автохтонностью анатекти-ческих гранитных обособлений даже при содержании 40— 45 % в мигматитах. Секущие гранитные жилы часто присутствуют в ортогнейсах. Однако изучение минеральных парагенезисов свидетельствует о формировании их при более низкой температуре по сравнению с вмещающими породами. Минералы же анатектических обособлений показывают более высокую температуру, чем субстрат парагнейсов. Это свидетельствует о формировании секущих жил из остаточных расплавов магм ортогнейсов, а не в результате плавления при анатексисе. Количество анатек-тических обособлений в парагнейсах является выдержан-
Рис. 1. Средние изотопные возрасты различных мантийных пород из ксенолитов в кимберлитах (линия По), включений в алмазах (линия ВА), средняя температура образования при 5 ГПа (линия Т) и среднее содержание MgO в породах (линия MgO). Составы включений в алмазах и породах: Г — гарцбур-гитовый, П — перидотитовый нерасчлененный, Л — лерцоли-товый, Э — эклогитовый, В — верлитовый и вебстеритовый, Ф — флогопитсодержащие породы, Ка — карбонатиты, К — кимберлиты. Числа у точек — количество использованных определений [19]
Fig. 1. Average isotope ages of various mantle rocks from xenoliths in kimberlites (По line), inclusions in diamonds (Ва line), average formation temperature at 5 GPa (T line) and average MgO content in rocks (MgO line). Compositions of inclusions in diamonds and rocks: Г — harzburgite, П — peridotite undivided, Л — lherzolite, Э — eclogite, B—verlite and websterite, Ф — phlogopite-bearing rocks, Ка — carbonatites, К — kimberlites. The numbers near points — number of definitions used [ 19]
Рис. 2. Соотношение последовательных сумм мощностей (в см) анатектических обособлений и тел субстрата в биотит-гранатовых мигматитах р. Амедичи Алданского щита. Прямолинейность линий соотношений и близкое положение точек разных замеров свидетельствуют о равномерном распределении обособлений в породах одинакового состава [18, 19]
Fig. 2. Ratio of successive sums of thicknesses (in cm) of anatectic segregations and substrate bodies in biotite-gamet migmatites of the Amedichi river of Aldan shield. The straight line of the ratios and close position of points of different sizes indicate a uniform distribution of segregations in rocks of the same composition [18, 19]
ным (рис. 2) во всех регионах [18], что также свидетельствует об их автохтонности. Поэтому кислые магмы не формировались путем отделения выплавок, как обычно предполагается.
В вынесенных кимберлитовыми магмами ксенолитах мантийных пород отсутствуют признаки частичного плавления и повышения температуры. Наоборот, в них широко распространены явления распада высокотемпературных минералов и замещения низкотемпературными. Судя по минеральным равновесиям в ксенолитах, температура мантии древних платформ на глубине 150 км снижалась примерно на 200 оС за каждый миллиард лет (рис. 1). Поэтому в ней не происходили труднообъяснимые процессы разогрева, частичного плавления и отделения выплавок, как принято считать.
Доказательства горячей гетерогенной
аккреции Земли
Принципиально новое и полное решение проблема природы магм и древнейших геологических процессов получает в свете новейших данных о горячей гетерогенной
аккреции планет земной группы. К числу этих данных относятся установленный в результате полетов на Луну магматический генезис всех ее коренных пород, их очень древний возраст (обычно около 4 млрд лет), преимущественно анортозитовый состав и большая мощность (до 100 км) ее коры [4, 27]. Такая кора сформировалась в результате всплывания плагиоклаза в кристаллизовавшемся глобальном океане магмы глубиной около 1000 км. О существовании подобного океана на Земле свидетельствуют присутствие трендов магматического фракционирования в мантийных ксенолитах из кимберлитов (линия М^О на рис. 1), уменьшение среднего изотопного возраста и температуры кристаллизации различных верхнемантийных пород в соответствии с последовательностью их формирования при магматическом фракционировании (линии По и Т на рис. 1), проекции линий древних геотермических градиентов в область очень высокой температуры на земной поверхности (до 1000 оС) и ряд других данных [19].
Эти новые результаты не учтены в господствующей в настоящее время петрологической парадигме, так как она основана на выдвинутой в середине прошлого столетия
гипотезе О. Ю. Шмидта [20] и других о холодной гомогенной аккреции Земли. В ней предполагалось, что одновременно слипались холодные силикатные и железные частицы, которые затем разделились в земных недрах по плотности и сформировали железное ядро и силикатную мантию. Но, как показали расчеты Харриса и Тозера [24], скорость слипания намагниченных частиц металлического железа в протопланетном диске была в двадцать тысяч раз больше, чем немагнитных, что за несколько лет привело к возникновению их агрегатов в тысячи и более частиц. Поэтому земное ядро сформировалось раньше силикатной мантии в результате быстрого слипания намагниченных железных частиц [3]. Быстрая аккреция резко сократила масштабы рассеивания импактного тепла за счет излучения при формировании ядра и обусловила установленную по геофизическим данным [22] примерно на 1000 оС более высокую современную его температуру на границе с нижней мантией. Это является причиной подогрева ядром последней и возникновения в ней конвективных потоков. То есть конвекция — это в основном результат подогрева мантии, а не ее остывания, как обычно предполагается.
Формирование железного ядра раньше силикатной мантии объясняет отсутствие обедненности ее пород си-дерофильными элементами (N1, Со, Си, Аи и др.) [10]. Такая обедненность должна была бы существовать в случае обычно предполагаемого совместного выпадения железных и силикатных частиц при аккреции и временного сонахождения их в мантии вследствие на 1—2 порядка более высокой растворимости этих элементов в металлическом железе по сравнению с силикатами. Доказательством более поздней аккреции силикатных частиц является и высокая окисленность мантийных пород по сравнению с железным ядром. Фугитивность кислорода при их образовании была примерно на 4 порядка выше, чем в случае равновесности с металлическим железом [24]. Современные результаты изучения короткоживущих изотопных систем свидетельствуют о возникновении земного ядра не позже чем через 30—50 млн лет после начала образования Солнечной системы [8] и подтверждают приведенные выше данные. Признаки раннего формирования ядра по сравнению с мантией однозначно свидетельствуют о том, что аккреция Земли была гетерогенной, а не гомогенной, как считалось ранее.
Выпадавшие на сформировавшееся ядро силикатные частицы плавились в результате главным образом импак-тного тепловыделения, что привело к образованию магматического океана. Предложено множество моделей этого океана. Главными их недостатками являются обычно игнорирование существования синаккреционной стадии его эволюции и вытекающий из этого неучет расслоенно-сти океана по составу.
Как показали расчеты [19], придонные части океана магмы при аккреции частично кристаллизовались под влиянием роста давления новообразованных верхних частей и сформировали из кумулатов породы нижней мантии, а из остаточных расплавов — различные слои магматического океана. Вследствие незначительной еще его глубины и пониженной силы тяжести на ранней небольшой Земле придонное фракционирование длительное время было малобарическим, поэтому остаточные расплавы варьировали по составу от толеитов до гранитов. Только существование массовых малобарических процессов раннего синаккреционного фракционирования позволяет
объяснить широкое распространение на Земле гранитов и толеитов.
По мере дальнейшей аккреции, вследствие повышения ее интенсивности и температуры [19] в магматическом океане формировались все более мафические остаточные расплавы. Они располагались в соответствии со своей плотностью. Это обусловило возникновение в океане расслоенности по составу. Придонный перидотитовый его слой был намного более плотным (около 2.8 г/см3), чем верхний кислый (2.3 г/см3). Поэтому при остывании в океане не возникала единая конвекция от дна до поверхности. Расслоенный магматический океан глубиной около 240 км в течение почти всей истории Земли затвердевал сверху вниз преимущественно в результате кондуктивных тепло-потерь.
Образование раннедокембрийских пород путем кристаллизации магматического океана
Затвердевание верхнего кислого слоя привело к формированию слагающих кристаллическую кору эндербитов и серых гнейсов из кумулатов и древних гранитов из остаточных расплавов. Оно началось 4.2—4.1 млрд лет назад, судя по возрасту самых древних на Земле цирконов [7]. Присутствие в них включений кварца подтверждает кислый состав расплава. Ранее 4 млрд лет земная поверхность была полностью покрыта магмой, что объясняет отсутствие на Земле более древних пород и кратеров гигантской метеоритной бомбардировки, завершившейся около 3.9 млрд лет назад. Кристаллизация нижних слоев постаккреционного океана обусловила возникновение литосферы древних платформ (рис. 3).
Обособление остаточных расплавов при кристаллизации ортогнейсов привело к образованию в них большого количества безкорневых гранитоидных выделений. Причина их автохтонности и массового распространения долгое время была непонятной и обусловила популярность в Х1Х—ХХ веках гипотезы формирования этих выделений путем региональной метасоматической гранитизации. Но
Рис. 3. Схема кристаллизации постаккреционного расслоенного магматического океана и эволюции магматизма на древних платформах. Состав магм: 1 — кислый, 2 — субщелочной, 3 — анортозитовый, 4 — карбонатитовый, 5 — щелочной, 6 — кимберлитовый
Fig. 3. Scheme of crystallization of the postaccretionary stratified magmatic ocean and evolution of magmatism on ancient platforms. The composition of magmas: 1 — acidic, 2 — subalkaline, 3 — anorthosite, 4 — carbonatite, 5 — alkaline, 6 — kimberlite
признаки инертного поведения всех химических компонентов при их кристаллизации и множество других данных противоречат метасоматическому генезису [18]. Поэтому постепенно широкое распространение получили представления о формировании их путем частичного плавления. Однако в наиболее распространенных орто-гнейсах, в отличие от парагнейсов, гранитоидные обособления являются более низкотемпературными, чем исходные породы, и поэтому обогащены гидроксилсодер-жащими минералами. Это противоречит образованию их путем плавления и свидетельствует о формировании из остаточных расплавов при кристаллизации исходных магм ортогнейсов. Таким образом, данные о существовании на Земле магматического океана полностью решают крупную проблему природы региональной гранитизации раннего докембрия, которую не удавалось решить в течение двух веков.
Вследствие отсутствия обширной конвекции в расслоенном океане его верхний кислый слой затвердел относительно быстро при сохранении еще полужидкого состояния глубинных плотных слоев. Это является причиной раннего образования кислой кристаллической коры (в основном 3.8—2 млрд лет назад) и позднего — многих его глубинных дифференциатов (примерно 700 млн лет назад в среднем для верлитовых и вебстеритовых ксенолитов в кимберлитах, 600 млн лет для карбонатитов и 136 млн лет для кимберлитов, рис. 1). Данный вывод подтверждается тем, что наиболее древний пик распространенности коровых цирконов имеет возраст 3.8 млрд лет, тогда как для верхнемантийных цирконов этот возраст меньше и равен 3.4—3.2 млрд лет [7].
Относительно быстрое затвердевание кислого слоя объясняет раннее возникновение на кислой коре осадочных пород и живых организмов. Ортогнейсы на земной поверхности подвергались интенсивному химическому изменению под влиянием остывавшей газово-паровой оболочки. В результате оглинивания полевых шпатов и отделения глинистого материала возникали скопления глин и остаточного кварца. Их метаморфизм под влиянием еще горячего основания обусловил формирование высокоглиноземистых гнейсов и кварцитов и обычно совместное их нахождение. Это объясняет широкое распространение и очень большую мощность их тел (до 1 км для кварцитов). По мере снижения температуры в горячих водоемах происходило осаждение карбонатов и образование мраморов, характерных для верхних частей докемб-рийскихтолщ.
Богатые кислотными эманациями магматического океана горячие дождевые воды выносили железо и крем-некислоту из химически изменявшихся ортогнейсов в ранние водоемы. Это привело к образованию большого количества железистых кварцитов, являющихся главными месторождениями железных руд. Вследствие очень высокой температуры газово-паровой оболочки отделявшиеся из магматического океана эманации мало остывали, рассеивались в ней и чаще всего не формировали гидротермальные месторождения. Это объясняет обычно безруд-ность огромных объемов древних гранитогнейсов в отличие от высокой гидротермальной рудоносности молодых гранитов. Накопление рудных компонентов в газово-па-ровой оболочке привело к массовому образованию стра-тиформных месторождений меди, свинца, цинка и некоторых других элементов в основном в протерозое, когда
эта оболочка остыла и произошло осаждение из нее рудных компонентов.
Массовые процессы испарения дождевых вод на горячей земной поверхности и конденсации паров в верхней части газово-паровой оболочки обусловили интенсивную ионизацию последней и возникновение многочисленных электрических разрядов. Они способствовали формированию органических соединений и зарождению примитивных бактерий в горячих водоемах. Так на ранней стадии эволюции Земли возникли первые живые организмы [19].
Кристаллизация из кислого слоя магматического океана большинства древнейших пород объясняет огромную мощность кристаллической коры и повсеместно однотипный ее состав. Например, слой гиперстеновых плагио-гнейсов мощностью в среднем 20—30 км в земной коре протягивается через всю Сибирскую платформу [11], то есть на расстояние несколько тысяч километров.
Рост плотности с глубиной в расслоенном постаккреционном магматическом океане препятствовал опусканию в нем остывших расплавов. Но после начала их кристаллизации они вместе с начавшими формироваться на них осадочными породами должны были тонуть вследствие значительного (на 6—10 %) возрастания их плотности. Ниже расположенные более мафические расплавы всплывали на место утонувших полузакристаллизованных. Данный процесс неоднократно повторялся. Это объясняет пестрый состав высокотемпературных гнейсовых комплексов, большие колебания основности ортогнейсов, частое присутствие среди них метаморфизованных парапо-род и обычно линзовидную форму тел разного состава.
Особенности распределения температуры в
мантии в раннем докембрии
Постепенное укрупнение планетезималей в прото-планетном диске приводило к резкому уменьшению потерь импактного тепла на излучение при аккреции. Это обусловило постепенное значительное возрастание температуры накапливавшегося материала. По расчетам различных исследователей, такое увеличение температуры составляло около 800—3500 оС (рис. 4). Из этого следует очень важный вывод о том, что температура нижней мантии сначала была значительно меньше, чем верхней. Поэтому геотермический градиент в земных недрах в раннем докембрии был обратным по отношению к современному. Следовательно, в этот период относительно холодное и плотное вещество нижней мантии не могло всплывать в более горячую и менее плотную верхнюю мантию. По этой причине в раннем докембрии не существовали нижнемантийные плюмы, океанические области современного типа и связанные с ними зоны спрединга и суб-дукции. Это противоречит попыткам выделения современных геодинамических обстановок в указанное время.
С течением времени нижняя мантия постепенно разогревалась под влиянием горячего ядра, а верхняя остывала вследствие теплоотдачи в более холодную земную кору. Под влиянием этого произошла инверсия распределения температуры и возник современный геотермический градиент. Это явление не могло не отразиться на протекавших на Земле геологических процессах. Самая древняя океаническая кора имеет юрский возраст [12]. Это свидетельствует о том, что к данному периоду произошла полная инверсия распределения температуры в мантии и появились мощные нижнемантийные плюмы, что приве-
Рис. 4. Эволюция температуры аккреции Земли по расчетам Каулы (КА) и В. С. Сафронова (СА) [13, 15]. Первичная зависимость температуры от глубины по данным Каулы (К), А. Е. Рингвуда (Р) [10] и принятая начальная зависимость (1), верхнепротерозойская (2) и современная (3)
Fig. 4. Evolution of the accretion temperature of the Earth according to the calculations of Kaula (КА) and V. S. Safronova (CA) [13, 15]. The primary temperature dependence on depth according to the data of Kaula (K), A. E. Ringwood (P) [10] and adopted initial dependence (1), Upper Proterozoic (2) and modern (3)
ло к образованию современных океанических областей. Эвгеосинклинальные магматические породы складчатых поясов появились в конце протерозоя [2, 12]. Это событие, видимо, означает начало прорыва из нижней мантии некрупных плюмов, возникновение в участках их подъема первых зон спрединга, субдукции и относительно небольших глубоководных впадин с океанической корой.
Перед этим событием интенсивность протекания тектонических и вулканических процессов была минимальной, так как подъем магм из постаккреционного магматического океана в основном закончился вследствие его значительного затвердевания, а подъема плюмов из нижней мантии еще не было. Небольшое проявление вулканических процессов привело к уменьшению содержания углекислоты в атмосфере, к ослаблению связанного с нею тепличного эффекта и к возникновению в криогении самого грандиозного оледенения. В фанерозое увеличение масштабов конвекции в мантии обусловило возрастание интенсивности тектонических процессов и постепенное увеличение средней мощности формировавшихся осадков примерно от 120 м за миллион лет в конце протерозоя до 500 м в плиоцене [12]. Одновременно увеличивались глубина океанов и высота возникавших гор.
Из-за отсутствия нижнемантийных плюмов магмы зе-ленокаменных поясов должны были подниматься из глу-
бинных слоев постаккреционного магматического океана. Это подтверждается участием в формировании этих поясов всех магм этого океана (ультраосновных, основных, средних и кислых), а также пониженным содержанием в основных породах зеленокаменных поясов и гра-нулитовых комплексов ТЮ2 и СаО по сравнению с типичными плюмовыми базитами срединно-океанических хребтов и траппов (рис. 5). Такие различия обусловлены тем, что данные химические компоненты в числе первых конденсировались в протопланетном диске [10]. Поэтому интенсивность их выпадения в процессе аккреции уменьшалась и содержание их в породах нижней мантии было выше, чем в расположенном в верхней мантии более позднем постаккреционном магматическом океане.
При горячей аккреции Земли высокая температура образования минеральных парагенезисов раннедокембрий-ских гнейсов обусловлена магматическим происхождением большинства из них, а не проявлением более поздних процессов разогрева земной коры, как обычно предполагается. Это подтверждается близостью температур формирования их и гранитоидов (700—800 оС) и выдержанностью этих температур в огромных объемах кристаллической коры. В случае наложения поздних процессов метаморфизма на первично холодные осадочные породы на всей Земле должна была бы существовать теплоизолирующая осадочная оболочка мощностью в десятки километров. Она должна быть размыта ко времени формирования зеленокамен-ных поясов, поскольку последние почти не метаморфизо-ваны. Но на Земле нет признаков существования такой оболочки и необъяснимо быстрой ее эрозии [9]. Иногда предполагаемой обусловленности процессов высокотемпературного метаморфизма интенсивным тепловыделением в корнях крупных горных сооружений [11] противоречат выдержанность его высокотемпературности на колоссальных расстояниях, отсутствие его зональности и мощных толщ моласс в раннем докембрии. Большие объемы крупновалунных моласс (мощностью до десятков километров) должны были бы неизбежно формироваться при размыве гор, как это происходит в настоящее время.
Магматический океан, вследствие его высокой текучести, и сформировавшаяся из него кислая кристаллическая кора сначала должны были покрывать всю поверхность Земли. Пока кора была высокопластичной и отсутствовала жесткая литосфера, рассмотренная выше плотностная дифференциация в ней приводила в основном к пластическим деформациям коры. Этим деформациям способствовала сила Кориолиса. Как показали выполненные расчеты [19], вследствие примерно в 8 раз большей скорости вращения Земли в раннем докембрии вещество постаккреционного магматического океана под влиянием этой силы всплывало под углом около 8 о к земной поверхности (то есть почти горизонтально), сильно отклоняясь к западу. Это привело к интенсивному пластическому течению вещества кристаллической коры, к ее складчатым деформациям, к широкому распространению субмеридиональных простираний возникавших складок и восточных падений тел гнейсов. Такие залегания до сих пор характерны для метаморфических пород Алданского [17] и Ана-барского щитов.
В результате пластических деформаций происходило большое постепенное сокращение площади кристаллической коры, судя по очень широкому развитию в ней интенсивной складчатости и крутым падениям тел метамор-
Рис. 5. Соотношение содержаний TiO2 и CaO в базитах, магмы которых образовались в нижнемантийныгх плюмах (П) и в постаккреционном магматическом океане (М): 1—4 — базиты СОХ (1), траппов (2), зеленокаменных поясов (3) и в Курультинском гранулитовом комплексе Алдано-Станового щита (4). Использованы данные [1, 14]
Fig. 5. Ratio of TiO2 and CaO contents in basites, which magmas formed in the lower mantle plumes (П) and in the postaccretionary magmatic ocean (M): 1—4 — MOR basites (1), trapps (2), greenstone belts (3) and in the Kurulti granulite complex of Aldan-Stanovoy shield (4). Data are used from [1, 14]
фических пород. По имеющимся оценкам [23], углы падения тел архейских пород в среднем составляют 60—70 °С. В этом случае площадь их выхода на земной поверхности в результате складчатости уменьшилась в 1:8т65° = 1:0.4226 ~ 2.3 раза. Площадь содержащих кристаллическую кору древних платформ составляет 105 млн км2. Площади складчатых и субокеанических областей, содержащих ее фрагменты, равны соответственно 42 и 93 млн км2 [15]. При этих значениях до времени тектонических деформаций кристаллическая кора должна была занимать площадь примерно (105 + 42 + 93) х 2.3 = 558 млн км2. С учетом существования сдвоенных по надвигам разрезов эта величина должна быть еще больше. Современная площадь поверхности Земли оценивается в 510 млн км2. Следовательно, приведенный примерный расчет подтверждает, что кристаллическая кора сначала покрывала всю земную поверхность. Процессы деформаций привели к сильному локальному увеличению ее мощности. Под влиянием сокращения площади кристаллической коры в протерозое, видимо, возникали участки, где она отсутствовала и на земной поверхности обнажались мантийные породы. Эти участки были близки по строению к современным океаническим областям, но образовались без влияния нижнемантийных плюмов и не содержали магматические породы, типичные для современных океанов.
Природа магматизма древних платформ
В кристаллизовавшихся магмах осаждение образующихся твердых фаз происходило в среде расплава с вязкостью в миллионы раз меньшей, чем у слабоподплавлен-ных пород. Поэтому разделение расплава и кристаллов в них, в отличие от анатектических мигматитов, происходило относительно быстро и является единственной причиной разнообразия состава магматических пород.
Подъем остаточных расплавов из нижних частей кислого слоя сопровождался формированием кислых магм, сначала малоглубинных с низким содержанием щелочей, затем все более глубинных и щелочных (рис. 3). Это объясняет массовое образование гранитов в докембрии и их разнообразный состав. Последующее выжимание и всплы-вание наиболее кислых пластичных частей кристаллической коры в областях коллизии приводило к их фрикционному и декомпрессионному плавлению и к образованию характерных для этих областей огромных гранитных батолитов. Такой генезис батолитов подтверждается идентичностью их состава с раннедокембрийскими гранитои-дами, присутствием только в областях с кислой кристаллической корой и высоким начальным отношением в них изотопов стронция (до 0.720—0.730) [19].
Подъем малодифференцированных магм из основного и пикритового слоев магматического океана привел к формированию базальтов и коматиитов раннедокембрий-ских зеленокаменных поясов. Содержание М^О в них постепенно уменьшалось (в среднем от 32.5 % в ранних до 21.0 % в поздних) вследствие постепенной кристаллизации этих слоев и выноса из расплава магния осаждавшимися кристаллами. Небольшое еще накопление щелочей в этих слоях является причиной нехарактерности щелочных пород для зеленокаменных поясов. Выжимание еще незатвердевших плагиоклазовых кумулатов обусловило образование огромных тел автономных анортозитов преимущественно в протерозое. Участие в их формировании средних магм является причиной часто кислого состава в них плагиоклаза (до андезина и олигоклаза).
Процессы высокабарического фракционирования в придонном перидотитовом слое магматического океана обусловили образование щелочных, карбонатитовых и кимберлитовых остаточных расплавов и магм. Очень длительные (почти 4 млрд лет) процессы накопления распла-вофильных компонентов в остаточных расплавах являются причиной гигантского содержания редких элементов (до десятков тысяч хондритовых норм) в карбонатитах и в щелочных породах. Вследствие кристаллизации расслоенного магматического океана сверху вниз его придонный слой фракционировал наиболее поздно. Это обусловило относительно молодой возраст большинства карбонати-тов и кимберлитов (рис. 1), возникавших из его последних расплавов. Такой генезис объясняет все многочисленные особенности кимберлитов и их алмазов [19].
Декомпрессионное плавление наиболее легкоплавких пород нижней мантии, эклогитов (затвердевших расплавов раннего синаккреционного океана), в поднимавшихся в фанерозое плюмах привело к образованию большого количества толеитовых магм. Осаждение не содержащего щелочей барофильного граната в остывавших очагах толеитовых магм под толстой литосферой в условиях высокого давления сопровождалось образованием щелочно-основных и щелочных магм. Интенсивная относительно малоглубинная дифференциация таких очагов в астено-
сфере под влиянием охлаждения опускавшейся холодной океанической литосферой приводила к формированию кислых магм в зонах субдукции в островных дугах и на окраинах континентов, а также в областях коллизии.
Заключение
Таким образом, современные данные о горячей гетерогенной аккреции Земли позволяют убедительно объяснить все особенности раннедокембрийских геологических процессов и понять природу ее более поздней геологической эволюции. Они свидетельствуют об ошибочности массово распространенных постулатов о формировании магм путем отделения выплавок в слабоподплавленных породах и о ведущей роли подъема нижнемантийных плюмов в раннедокембрийских геологических процессах. Магмы возникали в результате отделения остаточных расплавов из фракционировавшего постаккреционного магматического океана и из очагов основных магм, формировавшихся в фанерозое в результате декомпрессионного плавления эклогитов в поднимавшихся нижнемантийных плю-мах. Полученные результаты подтверждают представления о направленной необратимой геологической эволюции Земли и об ограниченной применимости принципа актуализма при ее изучении.
Литература
1. Андреева Е. Д., Баскина В. А., Богатиков О. А. и др. Магматические горные породы: Основные породы. М.: Наука, 1985. 368 с.
2. Богатиков В. А., Богданова С. В., Борсук А. М. и др. Магматические горные породы: Эволюция метаморфизма в истории Земли. М.: Наука, 1987. 438 с.
3. Войткевич Г. В. Происхождение и химическая эволюция Земли. М.: Недра, 1983. 168 с. 4. Галкин И. Н. Геофизика Луны. М.: Наука, 1978. 176 с.
5. Грин Д. X. Состав базальтовых магм как критерий их возникновения при вулканизме // Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973. С. 242—261.
6. Грин Д. X., Рингвуд А. Е. Происхождение магматических пород известково-щелочного ряда // Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968. С. 118—131.
7. Добрецов Н. Л., Туркина О. М. Раннедокембрийская история Земли. Роль плейт- и плюмтектоники и космического фактора // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 7. С. 1250—1274.
8. Литасов К. Д., Шацкий А. Ф. Современные представления о составе ядра Земли // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 31—63.
9. Резанов И. А. Эволюция представлений о земной коре. М.: Наука, 2002. 300 с.
10. Рингвуд А. Е. Происхождение Земли и Луны. М.: Недра, 1981. 294 с.
11. Розен О. М, Манаков А. В., Зинчук Н. Н. Сибирский кратон: формирование, алмазоносность. М.: Научный мир, 2006. 184 с.
12. Салоп Л. Н. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра, 1982. 334 с.
13. СафроновВ. С. Происхождение Земли. М.: Знание, 1987. 46 с.
14. Смелов А. П., Березкин В. И., Тимофеев В. Ф. и др. Геологическое строение западной части Алдано-Станово-го щита и химические составы пород раннего докембрия
(Южная Якутия). Якутск: Изд. ЯИЦ СО РАН, 2009. 168 с.
15. Таблицы физических величин / В. Г. Аверин, Б. А. Аронзон, Н. С. Бабаев и др. М.: Атомиздат, 1976. 1006 с.
16. Федорин Я. В. Модель эволюции ранней Земли. Киев: Наукова думка, 1991. 112 с.
17. Черкасов Р. Ф. Архей Алданского щита. М.: Наука, 1976. 161 с.
18. ШкодзинскийВ. С. Проблемы физико-химической петрологии и генезиса мигматитов (на примере Алданского щита). Новосибирск: Наука, 1976. 224 с.
19. Шкодзинский В. С. Петрология литосферы и кимберлитов (модель горячей гетерогенной аккреции Земли). Якутск: Издательский дом СВФУ, 2014. 452 с.
20. Шмидт О. Ю. Происхождение Земли и планет. М.: Изд. АН СССР, 1962. 132 с.
21. Arndt N. T. The separation of magmas from partially molten peridotite // Carnegie Inst. Wash. Yeab. 1977. 76. P. 424-428.
22. Bukowinskii M. S. Taking the core temperature // Nature. 1999. N 6752. P. 432—433.
23. Cailleux A. Statistique des pendages en regions plissees et basins // Rev. Geomorphology dynamic. 1956. V. 7. N 1—2. P. 1—10.
24. Harris P. G, Tozer D. C. Fractionation of iron in the Solar system // Nature. 1967. 215 (5109). P. 1449—1451.
25. ONeil H. S. Oxygen fugacity and siderophile elements in the Earths mantle: implications for the origin of the Earth // Meteoritics. 1990. 25 (4). P. 395.
26. Rapp R. P., Watson E. W. Dehydration melting of metabasalt at 8—32 kbar: implications for continental growth and crustal-melting recycling. // J. Petrol. 1995. 32. P. 891— 931.
27. Snyder G. A., Borg L. E, Nyquist L. E, Taylor L. A. Chronology and isotopic constrains on Lunar evolution // The origin of the Earth and Moon. Univ. of Ariz. Press. 2000. P. 361—395.
References
1. Andreeva E. D., Baskina V. A., Bogatikov O. A. et al. Magmaticheskie gornye porody: Osnovnye porody (Magmatic rocks. Basic rocks). Moscow: Nauka, 1985, 368 pp.
2. Bogatikov V. A., Bogdanova S. V., Borsuk A. M. et al. Magmaticheskie gornye porody: Evolyutsiya metamorfizma v istorii Zemli (Magmatic rocks. Evolution of metamorphism in Earths history). Moscow: Nauka, 1987, 438 pp.
3. Voitkevich G. V. Proishozhdenie i himicheskaya evolyutsiya Zemli (Origin and chemical evolution of the Earth). Moscow: Nedra, 1983, 168 pp.
4. Galkin I. N. Geofizika Luny (Lunar geophysics). Moscow: Nauka, 1978, 176 pp.
5. Grin D. H. Sostav bazaltovyh magm kak kriterii ih vozniknoveniya pri vulkanizme (Composition of basalt magmas as criteria of their origin at volcanism). Petrologiya izverzhennyh i metamorficheskih porod dna okeana (Perology of igneous and metamorphican rocks of oceanic floor). Moscow: Mir, 1973, pp. 242—261.
6. Grin D. H., Ringvud A. E. Proishozhdenie magmaticheskihporod izvestkovo-schelochnogo ryada (Origin of magmatic rocks of limestone-alkaline group). Petrologiya verhnei mantii (Petrology of upper mantle). Moscow: Mir, 1968, pp. 118—131.
7. Dobretsov N. L., Turkina O. M. Rannedokembriiskaya istoriya Zemli. Rol pleit- i plyum-tektoniki i kosmicheskogo faktora
(Early Precambrian history of the Earth. Role of plate- and plume tectonics and space factor). Geologiya i geofizika, 2015, V. 56, No.7, pp. 1250-1274.
8. Litasov K. D., Shatskii A. F. Sovremennye predstavleniya
0 sostave yadra Zemli (Modern concepts about Earths core). Geologiya i geofizika, 2016, V. 57, No. 1, pp. 31—63.
9. Rezanov I. A. Evolyutsiya predstavlenii o zemnoi kore (Evolution of concepts about Earts core). Moscow: Nauka, 2002, 300 pp.
10. Ringvud A. E. Proishozhdenie Zemli i Luny (Origin of the Earth and Moon). Moscow: Nedra, 1981, 294 pp.
11. Rozen O. M., Manakov A. V., Zinchuk N. N. Sibirskii kraton: formirovanie, almazonosnost (Siberian craton:formation, diamond content). Moscow: Nauchnyi mir, 2006, 184 pp.
12. Salop L. N. Geologicheskoe razvitie Zemli v dokembrii (Geological structure of the Earth in Precambrian). Leningrad: Nedra, 1982, 334 pp.
13. Safronov V. S. Proishozhdenie Zemli (Origin of the Earth). Moscow: Znanie, 1987, 46 pp.
14. Smelov A. P., Berezkin V. I., Timofeev V. F. et al. Geologicheskoe stroenie zapadnoi chasti Aldano-Stanovogo schita
1 himicheskie sostavy porod rannego dokembriya (Yuzhnaya Yakutiya) (Geological structure of western part of Aldan-Stanovoy shield and chemical composition of Early Precambrian rocks (South Yakut)). Yakutsk, 2009, 168 pp.
15. Tablitsy fizicheskih velichin (Tables of physical quantitites). V. G. Averin, B. A. Aronzon, N. S. Babaev et al. Moscow: Atomizdat, 1976, 1006 pp.
16. Fedorin Ya. V. Model evolyutsii rannei Zemli (Model of evolution of early Earth). Kiev: Naukova dumka, 1991, 112 pp.
17. Cherkasov R. F. Arhei Aldanskogo schita (Archean Aldan
shield). Moscow: Nauka, 1976, 161 pp.
18. Shkodzinskii V. S. Problemy fiziko-himicheskoi petrologii igenezisa migmatitov (na primere Aldanskogo schita) (Problems of physical and chemical petrology and genesis of migmatites (on example of Aldan shield). Novosibirsk: Nauka, 1976, 224 pp.
19. Shkodzinskii V. S. Petrologiya litosfery i kimberlitov (model goryachei geterogennoi akkretsii Zemli) (Petrology of lithosphere and kimberlites (model of hot heterogenous accretion of the Earth). Yakutsk: Izdatelskii dom SVFU, 2014, 452 pp.
20. Shmidt O. Yu. Proishozhdenie Zemli iplanet (Origin of Earth and planets). Moscow: AS USSR, 1962, 132 pp.
21. Arndt N. T. The separation of magmas from partially molten peridotite. Carnegie Inst. Wash. Yeab. 1977, 76, pp. 424—428.
22. Bukowinskii M. S. Taking the core temperature. Nature. 1999, No. 6752, pp. 432—433.
23. Cailleux A. Statistique des pendages en regions plissees et basins. Rev. Geomorphology dynamic. 1956, V. 7, No. 1—2, pp. 1—10.
24. Harris P. G, Tozer D. C. Fractionation of iron in the Solar system. Nature, 1967, 215 (5109), pp. 1449—1451.
25. O'Neil H. S. Oxygen fugacity and siderophile elements in the Earth's mantle: implications for the origin of the Earth. Meteoritics. 1990, 25 (4), pp. 395.
26. Rapp R. P., Watson E. W. Dehydration melting of metabasalt at 8—32 kbar: implications for continental growth and crustal-melting recycling. J. Petrol, 1995, 32, pp. 891—931.
27. Snyder G. A., Borg L. E., Nyquist L. E., Taylor L. A. Chronology and isotopic constrains on Lunar evolution. The origin of the Earth and Moon. Univ. of Ariz. Press, 2000, pp. 361—395.
