Общие закономерности формирования континентальной коры
Рассмотрим теперь вкратце тектономагматические процессы формирования континентальной коры в архее. Из теории тектоники литосферных плит следует, что континентальная кора сейчас формируется только над зонами поддвига литосферных плит за счёт дегидратации и частичного переплавления в зонах субдукции океанической коры и перекрывающих её осадков. Однако по зонам субдукции могут погружаться в мантию только те плиты, средняя плотность которых с учётом меньшей плотности коры (2,9 г/см3) по сравнению с литосферой (3,3 г/см3) выше плотности горячей мантии (3,2 г/см3). В настоящее время такому условию удовлетворяют плиты, мощность которых (вместе с океанической корой Hok ~ 6,5 км), превышает приблизительно 26 км. В прошлые геологические эпохи значение такой критической мощности океанических плит могло быть иным (см. рис. 72, кривая 3). Напомним здесь же, что континентальные плиты, несмотря на свою большую мощность — около 200-250 км, вообще никогда не погружаются в мантию, так как для них благодаря малой плотности пород континентальной коры, всегда сохраняется положительная плавучесть, достигающая 0,02-0,03 г/см3.
Используя известную корневую зависимость толщины океанических плит от их возраста H1 ~ K×√τ (где H1 выражено в км, τ — в млн лет, а k ≈ 6,5-7,5), которая будет описана в разделе 7.2, можно определить, что мощностям плит более 26-30 км соответствуют возрасты более 16-21 млн лет. Средняя продолжительность жизни современных океанических плит, судя по данным палеомагнитной геохронологии, приблизительно равна 120 млн лет, поэтому при существующих в настоящее время условиях такие плиты, древнее 16-20 млн лет, не только могут, но и действительно, в конце концов, по зонам субдукции погружаются в мантию. Как показывают расчёты эволюции мощности океанических плит (см. рис. 72, кривая 4), условие возможности их погружения в мантию выполнялись в течение всего протерозоя и фанерозоя. Это позволяет с уверенностью предполагать, что начиная с раннего протерозоя (во всяком случае позже 2,2 млрд лет назад) все океанические литосферные плиты после их образования в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов через интервал времени, большие 16 млн лет, обязательно погружались в мантию по существовавшим тогда зонам поддвига плит. Следовательно, тектоническое развитие Земли практически в течение всего протерозоя и фанерозоя происходило по законам тектоники литосферных плит и принципиально не отличалось от тектонического режима современности.
В противоположность этому для большей части архея средняя продолжительность жизни литосферных плит была существенно меньше 16 млн лет, а возможная критическая мощность плит значительно превышала их реальную толщину. Поэтому тонкие архейские плиты, которые лучше называть литосферными пластинами базальтового состава, в раннем и позднем архее обладали меньшей плотностью, чем плотность мантии. Следовательно, такие пластины тогда не могли погружаться в мантию. Отсюда вытекает важный тектонический вывод: в течение большей части архея не существовало привычных нам зон субдукции, а вместо них в областях сжатия литосферной оболочки (т.е. над нисходящими конвективными течениями мантийного вещества) возникали зоны торошения и скучивания тонких океанических литосферных пластин.
Под влиянием сил сжатия, вызываемых конвективными течениями мантийного вещества, суммарная мощность скучиваемых литосферных пластин, естественно, возрастала. Поэтому корни таких структур «скучивания» все-таки погружались в горячую мантию на глубину до 50-80 км. В архее верхняя мантия была существенно перегретой, и её температура тогда на 400-500 °С превышала современную (см. рис. 31). В результате погруженные в перегретую мантию корни скученных торошением тонких океанических пластин должны были повторно расплавляться. При этом плавление водосодержащих базальтов бывшей океанической коры и последующая дифференциация расплавов приводили к формированию более лёгких тоналитовых, трондьемитовых и плагиогранитных расплавов. Эти сравнительно лёгкие расплавы, естественно, должны были всплывать и подниматься вверх в виде диапиров и куполов, прорывая собой снизу всю толщу скученных океанических пластин, формируя знаменитые гранит зеленокаменные пояса архея — древнейшие участки континентальной коры (рис. 73).
Теоретическое обоснование образования архейских материков путём скучивания и частичного плавления сравнительно тонкой (толщиной всего несколько километров) океанической литосферы авторами было дано ещё в 1991 г. В 1992 г. эта модель формирования материковых щитов в архее получила фактическое подтверждение полевыми исследованиями Каапвальского архейского кратона, проведёнными южноафриканскими геологами (Wit, Roering, Hart et al., 1992). Высокие тепловые потоки в архее приводили к тому, что нижняя часть континентальной коры древних щитов оказывалась частично расплавленной (мигматизированной), поэтому можно говорить о существовании в нижней коре того времени коровой астеносферы. В таком анатектическом слое должны были развиваться конвективные процессы, сопровождавшиеся образованием эвтектических расплавов гранитоидного состава и переносом их вместе с летучими, щелочными и литофильными элементами в верхнюю кору. Этими процессами, по-видимому, следует объяснять происхождение и широкое распространение гранитоидных интрузий, внедрившихся в архее в верхнюю кору, а также происхождение гранулитов нижней коры (Н. Сорохтин, 1996).
Обратим внимание на ещё одну примечательную сторону формирования архейских континентальных массивов. Из-за высоких тепловых потоков в архее под континентальной корой этих массивов не могла формироваться мощная и плотная литосфера ультраосновного состава, и относительно лёгкая континентальная кора как бы «плавала» непосредственно на горячей мантии. Из-за этого уровень стояния континентов в течение всего архея и начала раннего протерозоя был исключительно высоким, их поверхность тогда возвышалась над уровнем океана на 4-6 км (Сорохтин, Сорохтин, 1997). Этим, в частности, объясняется и высокий уровень эрозии практически всех без исключения архейских щитов.
Таким образом, архейская континентальная кора формировалась благодаря действию двух основных тектонических процессов: образованию на первом этапе тонких базальтовых пластин океанической коры и их торошению со вторичным переплавлением на втором этапе. Этим двум тектоническим стадиям формирования континентальной коры соответствуют и два различных процесса петрогенезиса, выделенных В. М. Моралевым и М. З. Глуховским (1985) по эмпирическим данным при изучении строения и состава пород Алданского щита. Первый — это формирование первичной базитовой коры за счёт частичного плавления и дифференциации мантийного вещества. Второй — частичное (15-20%) плавление материала нижней части базитовой коры при 7-8 кбар, т.е. на глубине около 25-30 км, с выделением кремнезёма и щелочей в количествах, достаточных для образования первых в истории Земли высокотемпературных низкокалиевых эндербитов, т.е. пород тоналит-трондьемитовой серии. Близким петрогенезисом, по-видимому, обладают и некоторые типы древних анортозитов, образовавшихся уже на третьей стадии за счёт дифференциации вторичных расплавов.
Учитывая приведённые выше соображения, тектонику архея будем определять термином «тектоника тонких базальтовых пластин», подчёркивая тем самым её принципиальное отличие от привычных современных тектонических режимов развития Земли. Лишь в середине архея, во время резкого снижения тектонической активности Земли около 3,2 млрд лет назад, возможно, сложились условия для заложения структур типа зон поддвига плит, однако пока не ясно, были ли они реализованы в действительности.
Таким образом, в отличие от процессов тектоники литосферных плит, безраздельно господствующих на Земле, начиная с раннего протерозоя тектономагматические процессы в архее развивались по другим механизмам, по-видимому близким к тем, что сейчас происходят на Венере. Судя по радиолокационным изображениям её поверхности, там чётко выделяются рифтовые зоны и подобия срединно-океанических хребтов, но нет структур типа земных зон поддвига плит. Вместо них наблюдаются зоны сжатия и скучивания корового материала с характерными структурами мелких чешуй (тессер) или протяжённых гряд, как бы обтекающих крупные и холмистые плато — аналоги архейских континентальных массивов и щитов. Характерным образованием на поверхности Венеры является область сочленения плато Лакшми с горами Максвелла (рис. 74). Граница между этими разными структурами фиксируется резким переходом от равнины плато, возвышающегося на 4-5 км над средним уровнем планеты, к крутому склону гор Максвелла, достигающих высоты 10-11 км и облегающих плато с востока и северо-востока. При этом в пределах гор Максвелла в рельефе хребтов склоны, обращённые к массиву Лакшми, часто оказываются более крутыми, чем противоположные им склоны, т.е. так же, как это показано и на рис. 73.
Приведённый здесь краткий сценарий формирования архейской коры не является чем-то новым. Близкие модели описаны во многих работах (Гликсон, 1982; Конди, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Для нас же важно, что рассмотренная здесь модель тектонического развития Земли в архее неплохо описала многие из известных закономерностей формирования земной коры в ту далёкую эпоху. В частности, эта модель, по-видимому, правильно объясняет бимодальность магматических пород архейской коры с доминированием в ней основных (толеитовые базальты) и кислых (гранитоиды тоналитового состава) пород с резко подчинённым значением средних вулканитов (андезитов). Модель также объясняет происхождение наидревнейших мигматитов архея — серых гнейсов, механизмы наращивания континентальной коры гранитоидным материалом снизу, заметную разность возрастов между базальтоидами и сравнительно более молодыми гранитоидами в гранит-зеленокаменных поясах архея. Эта же модель объясняет происхождение гранулитовых массивов, формировавшихся на глубинах около 30 км, но затем всплывших к поверхности в виде гигантских куполов или надвигания нижних этажей коры по разломам на земную поверхность, а также широкое развитие в архее мигматитов и многие другие закономерности развития архейской коры.
Особо следовало бы остановиться на происхождении позднеархейских калиевых гранитоидов, несколько потеснивших характерные для всего архея натриевые гранодиориты и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава. Вопрос о происхождении гранитоидов этого типа с геохимической точки зрения подробно рассмотрен в работе С. Тейлора и С. Мак-Леннана (1988). Воспринимая многие их выводы, рассмотрим эту проблему в аспекте описываемой здесь модели геодинамики раннего докембрия.
О мантийном происхождении основной массы этих гранитоидов свидетельствуют низкие первичные отношения 87Sr/86Sr ≈ 0,702-0,703, лишь немного превышающие мантийный уровень того времени 0,701-0,7015. Само же это превышение, вероятно, можно объяснить частичным вовлечением в процессы их выплавления более древних коровых пород (включая Na-гранитоиды раннего архея) с добавлением осадочного материала (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). О мантийном происхождении позднеархейских гранитов Канады также говорят и результаты анализа присущих им отношений Sm/Nd. В такой ситуации существенное обогащение позднеархейских гранитоидов калием помимо контаминации коровым материалом можно объяснить только выплавлением соответствующих сиалических магм из водонасыщенных базальтов на больших глубинах, возможно превышающих уровень перехода базальта в эклогит или в области высоких давлений гранулитовой фации. Но для развития таких магматических процессов, естественно, необходимы были и специфические тектонические условия.
Именно в позднем архее в связи с изменением режимов дифференциации земного вещества наблюдался сильный всплеск конвективной, а следовательно, и тектонической активности Земли (см. рис. 56). Одновременно с этим, около 2,7-2,8 млрд лет назад, происходил и максимальный перегрев верхней мантии с подъёмом температуры до 1800-1850 °С (см. рис. 31). Кроме того, благодаря постепенному накоплению воды в гидросфере, в течение почти всего позднего архея поверхность океана полностью перекрывала уровень гребней срединно-океанических хребтов и расположенных на них рифтовых зон, что, естественно, привело к существенному возрастанию насыщения водой базальтов позднеархейской океанической коры. Фактически гидратация океанических базальтов тогда стала предельной.
Все это, безусловно, должно было сказаться как на составе, так и на темпах роста формировавшейся в позднем архее континентальной коры. В частности, в то время должны были резко усилиться процессы торошения и скучивания литосферных пластин. Поэтому корни структур скучивания в то время могли глубоко погружаться в горячую мантию и там переплавляться. Сейчас предельная глубина существования расплавов в ювенильной мантии не превышает 80-100 км, но в позднем архее перегрев мантии достигал 400-500 °C и частичное плавление мантийного вещества распространялось вплоть до глубин около 350-400 км. Поэтому если в то активное время корни скучиваемых океанических пластин вместе с насыщенными водой базальтами океанической коры погружались на глубины, превышающие 80-100 км, то выплавление сиалических магм могло происходить при давлениях, больших перехода базальтов в гранатовые эклогиты. При этом эклогиты, как тяжёлая фракция, должны были опускаться в глубины мантии, унося с собой большую часть MgO, FeO, CaO, TiO2, а также избытки Al2O3, обогащая тем самым остаточные расплавы кремнезёмом и щелочами (Грин, Рингвуд, 1968). Не исключено также, что силикатные магмы, породившие калиевые гранитоиды, проходили дополнительную фракционную дифференциацию с отсадкой на промежуточных глубинах низов коры Na-содержащих пироксенов и амфиболов типа омфацита, жадеита и эгирина. В результате лёгкий остаточный расплав обязательно обогащался бы K2O. Кроме того, предельная гидратация базальтов океанической коры приводила ещё и к тому, что в зонах торошения литосферных пластин того времени выплавление сиалических магм происходило в условиях присутствия воды — сильнейшего минерализатора, активно переносившего в расплавы все литофильные (гидрофильные) элементы, и прежде всего калий, рубидий, уран и торий. В условиях резко возросших тепловых потоков и напряжённейших тектонических деформаций уже образовавшейся континентальной коры часть корового материала, включая осадки, могла вновь попадать в зоны торошения литосферных пластин и там повторно переплавляться, проходя таким путём дополнительную дифференциацию и обогащение литофильными элементами. Все это, вместе взятое, по-видимому, и привело к формированию в позднем архее первых калиевых гранитоидов непрерывного ряда от гранодиоритов-монцонитов до адамеллитов и настоящих калиевых гранитов.
Подтверждением большей глубинности выплавления основной массы калиевых гранитоидов позднего архея могут служить наблюдаемые в них спектры распределения редкоземельных элементов (рис. 75). Так, если гранитоиды действительно выплавлялись на уровнях существования гранатовых лерцолитов, а гранаты, как известно, являются основными концентраторами тяжёлых элементов этой группы, то после сепарации расплавов спектр редкоземельных элементов в самих гранитоидах должен быть обратным — существенно обеднённым тяжёлыми редкоземельными элементами. Но в действительности так и наблюдается — все позднеархейские граниты характеризуются сравнительно высокими отношениями La/Yb ≈ 20-30, тогда как менее глубинные раннеархейские и протерозойские гранитоиды обладают меньшими отношениями La/Yb ≈ 5-10.
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.
Используя известную корневую зависимость толщины океанических плит от их возраста H1 ~ K×√τ (где H1 выражено в км, τ — в млн лет, а k ≈ 6,5-7,5), которая будет описана в разделе 7.2, можно определить, что мощностям плит более 26-30 км соответствуют возрасты более 16-21 млн лет. Средняя продолжительность жизни современных океанических плит, судя по данным палеомагнитной геохронологии, приблизительно равна 120 млн лет, поэтому при существующих в настоящее время условиях такие плиты, древнее 16-20 млн лет, не только могут, но и действительно, в конце концов, по зонам субдукции погружаются в мантию. Как показывают расчёты эволюции мощности океанических плит (см. рис. 72, кривая 4), условие возможности их погружения в мантию выполнялись в течение всего протерозоя и фанерозоя. Это позволяет с уверенностью предполагать, что начиная с раннего протерозоя (во всяком случае позже 2,2 млрд лет назад) все океанические литосферные плиты после их образования в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов через интервал времени, большие 16 млн лет, обязательно погружались в мантию по существовавшим тогда зонам поддвига плит. Следовательно, тектоническое развитие Земли практически в течение всего протерозоя и фанерозоя происходило по законам тектоники литосферных плит и принципиально не отличалось от тектонического режима современности.
В противоположность этому для большей части архея средняя продолжительность жизни литосферных плит была существенно меньше 16 млн лет, а возможная критическая мощность плит значительно превышала их реальную толщину. Поэтому тонкие архейские плиты, которые лучше называть литосферными пластинами базальтового состава, в раннем и позднем архее обладали меньшей плотностью, чем плотность мантии. Следовательно, такие пластины тогда не могли погружаться в мантию. Отсюда вытекает важный тектонический вывод: в течение большей части архея не существовало привычных нам зон субдукции, а вместо них в областях сжатия литосферной оболочки (т.е. над нисходящими конвективными течениями мантийного вещества) возникали зоны торошения и скучивания тонких океанических литосферных пластин.
Под влиянием сил сжатия, вызываемых конвективными течениями мантийного вещества, суммарная мощность скучиваемых литосферных пластин, естественно, возрастала. Поэтому корни таких структур «скучивания» все-таки погружались в горячую мантию на глубину до 50-80 км. В архее верхняя мантия была существенно перегретой, и её температура тогда на 400-500 °С превышала современную (см. рис. 31). В результате погруженные в перегретую мантию корни скученных торошением тонких океанических пластин должны были повторно расплавляться. При этом плавление водосодержащих базальтов бывшей океанической коры и последующая дифференциация расплавов приводили к формированию более лёгких тоналитовых, трондьемитовых и плагиогранитных расплавов. Эти сравнительно лёгкие расплавы, естественно, должны были всплывать и подниматься вверх в виде диапиров и куполов, прорывая собой снизу всю толщу скученных океанических пластин, формируя знаменитые гранит зеленокаменные пояса архея — древнейшие участки континентальной коры (рис. 73).
Рисунок 73. Картина формирования континентальной коры в архее
Теоретическое обоснование образования архейских материков путём скучивания и частичного плавления сравнительно тонкой (толщиной всего несколько километров) океанической литосферы авторами было дано ещё в 1991 г. В 1992 г. эта модель формирования материковых щитов в архее получила фактическое подтверждение полевыми исследованиями Каапвальского архейского кратона, проведёнными южноафриканскими геологами (Wit, Roering, Hart et al., 1992). Высокие тепловые потоки в архее приводили к тому, что нижняя часть континентальной коры древних щитов оказывалась частично расплавленной (мигматизированной), поэтому можно говорить о существовании в нижней коре того времени коровой астеносферы. В таком анатектическом слое должны были развиваться конвективные процессы, сопровождавшиеся образованием эвтектических расплавов гранитоидного состава и переносом их вместе с летучими, щелочными и литофильными элементами в верхнюю кору. Этими процессами, по-видимому, следует объяснять происхождение и широкое распространение гранитоидных интрузий, внедрившихся в архее в верхнюю кору, а также происхождение гранулитов нижней коры (Н. Сорохтин, 1996).
Обратим внимание на ещё одну примечательную сторону формирования архейских континентальных массивов. Из-за высоких тепловых потоков в архее под континентальной корой этих массивов не могла формироваться мощная и плотная литосфера ультраосновного состава, и относительно лёгкая континентальная кора как бы «плавала» непосредственно на горячей мантии. Из-за этого уровень стояния континентов в течение всего архея и начала раннего протерозоя был исключительно высоким, их поверхность тогда возвышалась над уровнем океана на 4-6 км (Сорохтин, Сорохтин, 1997). Этим, в частности, объясняется и высокий уровень эрозии практически всех без исключения архейских щитов.
Таким образом, архейская континентальная кора формировалась благодаря действию двух основных тектонических процессов: образованию на первом этапе тонких базальтовых пластин океанической коры и их торошению со вторичным переплавлением на втором этапе. Этим двум тектоническим стадиям формирования континентальной коры соответствуют и два различных процесса петрогенезиса, выделенных В. М. Моралевым и М. З. Глуховским (1985) по эмпирическим данным при изучении строения и состава пород Алданского щита. Первый — это формирование первичной базитовой коры за счёт частичного плавления и дифференциации мантийного вещества. Второй — частичное (15-20%) плавление материала нижней части базитовой коры при 7-8 кбар, т.е. на глубине около 25-30 км, с выделением кремнезёма и щелочей в количествах, достаточных для образования первых в истории Земли высокотемпературных низкокалиевых эндербитов, т.е. пород тоналит-трондьемитовой серии. Близким петрогенезисом, по-видимому, обладают и некоторые типы древних анортозитов, образовавшихся уже на третьей стадии за счёт дифференциации вторичных расплавов.
Учитывая приведённые выше соображения, тектонику архея будем определять термином «тектоника тонких базальтовых пластин», подчёркивая тем самым её принципиальное отличие от привычных современных тектонических режимов развития Земли. Лишь в середине архея, во время резкого снижения тектонической активности Земли около 3,2 млрд лет назад, возможно, сложились условия для заложения структур типа зон поддвига плит, однако пока не ясно, были ли они реализованы в действительности.
Таким образом, в отличие от процессов тектоники литосферных плит, безраздельно господствующих на Земле, начиная с раннего протерозоя тектономагматические процессы в архее развивались по другим механизмам, по-видимому близким к тем, что сейчас происходят на Венере. Судя по радиолокационным изображениям её поверхности, там чётко выделяются рифтовые зоны и подобия срединно-океанических хребтов, но нет структур типа земных зон поддвига плит. Вместо них наблюдаются зоны сжатия и скучивания корового материала с характерными структурами мелких чешуй (тессер) или протяжённых гряд, как бы обтекающих крупные и холмистые плато — аналоги архейских континентальных массивов и щитов. Характерным образованием на поверхности Венеры является область сочленения плато Лакшми с горами Максвелла (рис. 74). Граница между этими разными структурами фиксируется резким переходом от равнины плато, возвышающегося на 4-5 км над средним уровнем планеты, к крутому склону гор Максвелла, достигающих высоты 10-11 км и облегающих плато с востока и северо-востока. При этом в пределах гор Максвелла в рельефе хребтов склоны, обращённые к массиву Лакшми, часто оказываются более крутыми, чем противоположные им склоны, т.е. так же, как это показано и на рис. 73.
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)
Приведённый здесь краткий сценарий формирования архейской коры не является чем-то новым. Близкие модели описаны во многих работах (Гликсон, 1982; Конди, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Для нас же важно, что рассмотренная здесь модель тектонического развития Земли в архее неплохо описала многие из известных закономерностей формирования земной коры в ту далёкую эпоху. В частности, эта модель, по-видимому, правильно объясняет бимодальность магматических пород архейской коры с доминированием в ней основных (толеитовые базальты) и кислых (гранитоиды тоналитового состава) пород с резко подчинённым значением средних вулканитов (андезитов). Модель также объясняет происхождение наидревнейших мигматитов архея — серых гнейсов, механизмы наращивания континентальной коры гранитоидным материалом снизу, заметную разность возрастов между базальтоидами и сравнительно более молодыми гранитоидами в гранит-зеленокаменных поясах архея. Эта же модель объясняет происхождение гранулитовых массивов, формировавшихся на глубинах около 30 км, но затем всплывших к поверхности в виде гигантских куполов или надвигания нижних этажей коры по разломам на земную поверхность, а также широкое развитие в архее мигматитов и многие другие закономерности развития архейской коры.
Особо следовало бы остановиться на происхождении позднеархейских калиевых гранитоидов, несколько потеснивших характерные для всего архея натриевые гранодиориты и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава. Вопрос о происхождении гранитоидов этого типа с геохимической точки зрения подробно рассмотрен в работе С. Тейлора и С. Мак-Леннана (1988). Воспринимая многие их выводы, рассмотрим эту проблему в аспекте описываемой здесь модели геодинамики раннего докембрия.
О мантийном происхождении основной массы этих гранитоидов свидетельствуют низкие первичные отношения 87Sr/86Sr ≈ 0,702-0,703, лишь немного превышающие мантийный уровень того времени 0,701-0,7015. Само же это превышение, вероятно, можно объяснить частичным вовлечением в процессы их выплавления более древних коровых пород (включая Na-гранитоиды раннего архея) с добавлением осадочного материала (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). О мантийном происхождении позднеархейских гранитов Канады также говорят и результаты анализа присущих им отношений Sm/Nd. В такой ситуации существенное обогащение позднеархейских гранитоидов калием помимо контаминации коровым материалом можно объяснить только выплавлением соответствующих сиалических магм из водонасыщенных базальтов на больших глубинах, возможно превышающих уровень перехода базальта в эклогит или в области высоких давлений гранулитовой фации. Но для развития таких магматических процессов, естественно, необходимы были и специфические тектонические условия.
Именно в позднем архее в связи с изменением режимов дифференциации земного вещества наблюдался сильный всплеск конвективной, а следовательно, и тектонической активности Земли (см. рис. 56). Одновременно с этим, около 2,7-2,8 млрд лет назад, происходил и максимальный перегрев верхней мантии с подъёмом температуры до 1800-1850 °С (см. рис. 31). Кроме того, благодаря постепенному накоплению воды в гидросфере, в течение почти всего позднего архея поверхность океана полностью перекрывала уровень гребней срединно-океанических хребтов и расположенных на них рифтовых зон, что, естественно, привело к существенному возрастанию насыщения водой базальтов позднеархейской океанической коры. Фактически гидратация океанических базальтов тогда стала предельной.
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 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).
Все это, безусловно, должно было сказаться как на составе, так и на темпах роста формировавшейся в позднем архее континентальной коры. В частности, в то время должны были резко усилиться процессы торошения и скучивания литосферных пластин. Поэтому корни структур скучивания в то время могли глубоко погружаться в горячую мантию и там переплавляться. Сейчас предельная глубина существования расплавов в ювенильной мантии не превышает 80-100 км, но в позднем архее перегрев мантии достигал 400-500 °C и частичное плавление мантийного вещества распространялось вплоть до глубин около 350-400 км. Поэтому если в то активное время корни скучиваемых океанических пластин вместе с насыщенными водой базальтами океанической коры погружались на глубины, превышающие 80-100 км, то выплавление сиалических магм могло происходить при давлениях, больших перехода базальтов в гранатовые эклогиты. При этом эклогиты, как тяжёлая фракция, должны были опускаться в глубины мантии, унося с собой большую часть MgO, FeO, CaO, TiO2, а также избытки Al2O3, обогащая тем самым остаточные расплавы кремнезёмом и щелочами (Грин, Рингвуд, 1968). Не исключено также, что силикатные магмы, породившие калиевые гранитоиды, проходили дополнительную фракционную дифференциацию с отсадкой на промежуточных глубинах низов коры Na-содержащих пироксенов и амфиболов типа омфацита, жадеита и эгирина. В результате лёгкий остаточный расплав обязательно обогащался бы K2O. Кроме того, предельная гидратация базальтов океанической коры приводила ещё и к тому, что в зонах торошения литосферных пластин того времени выплавление сиалических магм происходило в условиях присутствия воды — сильнейшего минерализатора, активно переносившего в расплавы все литофильные (гидрофильные) элементы, и прежде всего калий, рубидий, уран и торий. В условиях резко возросших тепловых потоков и напряжённейших тектонических деформаций уже образовавшейся континентальной коры часть корового материала, включая осадки, могла вновь попадать в зоны торошения литосферных пластин и там повторно переплавляться, проходя таким путём дополнительную дифференциацию и обогащение литофильными элементами. Все это, вместе взятое, по-видимому, и привело к формированию в позднем архее первых калиевых гранитоидов непрерывного ряда от гранодиоритов-монцонитов до адамеллитов и настоящих калиевых гранитов.
Подтверждением большей глубинности выплавления основной массы калиевых гранитоидов позднего архея могут служить наблюдаемые в них спектры распределения редкоземельных элементов (рис. 75). Так, если гранитоиды действительно выплавлялись на уровнях существования гранатовых лерцолитов, а гранаты, как известно, являются основными концентраторами тяжёлых элементов этой группы, то после сепарации расплавов спектр редкоземельных элементов в самих гранитоидах должен быть обратным — существенно обеднённым тяжёлыми редкоземельными элементами. Но в действительности так и наблюдается — все позднеархейские граниты характеризуются сравнительно высокими отношениями La/Yb ≈ 20-30, тогда как менее глубинные раннеархейские и протерозойские гранитоиды обладают меньшими отношениями La/Yb ≈ 5-10.
Рисунок 75. Распределение редкоземельных элементов в архейских породах:
1 — поле раннеархейских Na-гранитоидов; 2 — поле позднеархейских К-гранитоидов; 3 — толеитовые базальты Миннесоты; 4 — коматииты Онвервахт; 5 — перидотитовые коматииты (по данным Тейлора и Мак-Леннан, 1988).