ОСНОВНІ ЕТАПИ РОЗВИТКУ ЗЕМНОЇ КОРИ

 

Час формування Землі відділено від часу утворення найбільш древніх надійно радиометрически датованих порід- 3,8±0,2 млрд. років проміжком більше напівмільярда років. Цей проміжок тим самим залишається (поки?) практично не документованим; його можна умовно виділити в догеологический етап.

Догеологический етап (4,6-4,0 млрд. років). Про господствовавших на цьому етапі в поверхневих частинах. Землі умовах можна лише догадуватися головним чином на основі аналогій з Місяцем і з іншими планетами земної групи, що зупинилися на більше ранніх, у порівнянні із Землею, стадіях еволюції. Подібна аналогія була вперше використана А. П. Павловым, що відповідно виділив місячну стадію як початкова стадія в еволюції нашої планети. Пізніше, на рівні вже сучасних знань, до цього подання знову звернулися М. …
В. Муратов і інші дослідники.

Виділення місячної стадії означає визнання того, що Земля на найбільш ранній стадії своєї’ еволюції була позбавлена водної й газової оболонок, які з’явилися лише пізніше внаслідок дегазації мантії. Її незахищена поверхня піддалася посиленому метеоритному бомбардуванню внаслідок наявності в навколоземному просторі ще невичерпаного повністю при аккреции метеоритної речовини. глибокі кратери, Що Виникали в результаті, заповнювалися базальтовими лавами – продуктами плавлення мантії при ударі метеоритів. Вони представляють аналоги місячних морів і надалі, при утворенні гідросфери, могли почати заповнюватися опадами, знесеними з материків. Що стосується порід, що складали поверхню материків, то аналогія з Місяцем змушує їх уважати габбро-анортозитами й, отже, допускати, що вже на самій ранній стадії своєї еволюції Земля мала кору, що утворилася, мабуть, за рахунок диференціації мантії. Це у свою чергу робить необхідним існування неглибокого шару часткового плавлення – астеносфери.

Поряд з місячною моделлю початкового етапу розвитку Землі запропонована інша модель, заснована на можливій подібності не з Місяцем, а з Венерою, більше близькій Землі по своїх розмірах – венерианская модель (В. И. Шульдинер) *. Відповідно до цієї моделі Земля майже із самого початку мала щільну атмосферу, відмінної по складу від сучасної. Це забезпечувало, як у Венери, «парниковий ефект» на її поверхні, тобто високі температуру й тиск. Такі РТ умови полегшують розуміння умов утворення порід гра-нулитовой фації метаморфізму на невеликій глибині від поверхні (тому що потужної кори в цей ранній час бути не могло). Що стосується складу порід первинної кори, то за аналогією з Венерою це повинні були бути знов-таки базаль-тоиды – толеитовые в депресіях, лужні – на височинах.

Досить імовірно, що умови на Землі на розглянутому етапі не були цілком тотожні ні місячними, ні вені-рианским, а представляли якийсь проміжний стан. Так чи інакше, протягом або у всякому разі до кінця цього етапу Земля мала астеносферу, придбала свою первинну-базальтоидную кору, імовірно, почали формуватися атмосфера й гідросфера; планета піддавалася інтенсивним метеоритним бомбардуванням. Особливо інтенсивними, за аналогією з Місяцем, вони повинні були бути в епоху 4,2- 3,8 млрд. років. Ряд дослідників уважає, що початок утворення спостережуваних у сучасній структурі раннедокем-брийских щитів, зокрема в західній частині Українського щита, на Алданском щиті (по лозинським) найбільших кільцевих структур, ставиться до цієї епохи.

Раннеархейский етап (4,0-3,5 млрд, років) – утворення сиалической протокоры. Породи, що виникли на або біля поверхні Землі на цьому етапі виявлені практично на всіх материках, на всіх древніх платформах. По своєму валовому складі вони виявилися досить одноманітними, відповідаючи натрієвому гранитоиду – тоналиту, вірніше гнейсу тоналитового складу. Звідси їхня збірна назва – «сірі гнейс ы», запропоноване канадським геологом Винн-Эдвард-Сом. У нас вони виявлені в межах Балтійського, Українського й Алданского щитів. Проблема природи й походження «сірих гнейсів» у цей час жваве дискутується. Деякі вчені доводять їх интрузивно-магматичну природу (але в що вони интрудировали?), інші – вулкано-плутоническую, що більш імовірно, треті доводять, що вони утворилися при метаморфізмі широкої гами плутонических, вулканічних і осадових порід, що представляється найбільш правдоподібним. Разом з тим відношення ізотопів стронцію свідчить про мантійне джерело магматичної частини цих утворень, що, мабуть, є переважною. Масовому выплавлению магми тоналитового складу з раннеархейской мантії повинні були сприяти її ще невиснажений склад, високий зміст флюїдів, у тому числі води, високий тепловий потік.

Характер осадових порід западно-гренландской раннеархейской серії Исуа показує, що на цьому етапі вже існували й гідросфера, і атмосфера; подібно із сучасними процесами протікали денудація й седиментація.

Позднеархейский етап (3,2-2,6 млрд. років) – початок структурної диференціації протоконтинентальной кори. На даний-

ном етапі на «сіро-гнейсовому» субстраті заставляються, мабуть, в умовах розтягання й істотного утонения протоконтинентальной кори зеленокаменные пояса. Вони проходять цикл розвитку, подібний з розвитком більше молодих геосинклінальних систем; він закінчується, стиском, метаморфізмом, що звичайно не виходить за межі зеленосланцевого, і впровадженням плагиомикроклиновых гранитоидов. Останні, імовірно, представляють продукт ремобилизации «сіро-гнейсового» субстрату за участю збагачених калієм флюїдів. Як відзначалося в главі 7, існують, видимо, дві генерації зеленока-менных поясів і відповідно дві генерації завершальний їхній розвиток гранитоидов. У складі осадового виконання зе-ленокаменных поясів з’являються перші достовірні залишки живих організмів; їхній вік 3,4 млрд. років.

До кінця архею потужність континентальної кори досягла вже значень порядку 30 км, тобто близьких для «нормальної» континентальної кори. До цього часу виникла, імовірно, і її вертикальна метаморфічна зональність; низи кори досягли гранулитовой щабля метаморфізму. Правда, деякі дослідники вважають гранулитовые комплекси значно більше древніми, дорівнюючи їх до «сірих гнейсів», але це вимагає нереальних для цих поверхневих або приповерхніх утворень термодинамічних умов, хоча й підтверджується місцями радіометричними датуваннями.

Раннепротерозойский (2,6-1,7 млрд. років) етап – відокремлення протоплатформ і протогеосинклиналей. Отже, Калієва гранитизация кінця архею привела вже до виникнення великих площ континентальної кори, у загальному рівновеликих сучасним древнім платформам і навіть що частково охоплювала більше пізні міжконтинентальні геосинклінальні пояси, судячи із присутності в них складених археєм серединних масивів (мікроконтинентів), подібно масиву Південно-Західного Паміру. Ця кора (і літосфера в цілому) була вже досить холодної й тендітної, щоб у ній могли виникнути стійкі зяючі тріщини, що заповнювалися основною й ультраосновною магмою. Так повинні були утворитися численні дайковые комплекси з окремими дайками довжиною в сотні й шириною в кілька кілометрів; найбільш великої з них є знаменита Більша дайка Зімбабве з віком 2,6-2,5 млрд. років. Із цього ж часу існує, мабуть, глобальна мережа розламів і тріщин (регматическая мережа).

Разом з тим початок протерозою ознаменувалося й більше великомасштабним дробленням протоконтинентальной кори з поділом її на сохранившие стійкість полигонально-ізометричні або овальний^-овальні-опукло-овальні блоки – протоплатформ ы (термін Е. В. Павловского; у закордонній літературі їх звичайно йменують кратонами) і їхні рухливі зони, що розділяли, з нагромадженням потужних опадів і вулканітів – про-

тогеосинклинали. На протоплатформах місцями виникли западини, виконані континентальними або мілководно-морськими, нерідко червоноколірними уламковими й карбонатними (доломітовими) відкладеннями, а також платобазальтами й почасти більше кислими вапняно-лужними вулканітами. Найбільш древні з таких осадових чохлів почали відкладати близько 3 млрд. років тому («система» Понгола в Південній Африці), але площа їхнього розвитку зростала в часі. Від більше пізніх справжніх синеклиз ці протосинеклизы, як і самі протоплатформы, відрізнялися меншими разме- ;, рами — перші сотні кілометрів по довгій осі; опади їх [ перетерпіли більше глибокий катагенез, а нерідко й деякий ‘ метаморфізм, біля зон розламів здатний досягати амфибо- •• литовой фації; у них місцями впроваджені гранито-гнейсові ,•• ‘ купола ремобилизованного фундаменту; дислокації виражені / пологими складками й скиданнями. У межах протоплатформ відомі також розшаровані інтрузії від ультраосновного – основного до кислого складу; до найбільш великим ставляться * Бушвельдский плутон у Південній Америці й Стиллуотерский | у Скелястих горах США. З ними й з дайками зв’язані руди кульгава, нікелю, кобальту, платины, міді, золота й ін. Протоплатформы ускладнені в деяких районах рифтовыми структурами – п р від ав л а до ген а м і; їхніми прикладами можуть служити Печенгская й Имандро-Варзугская западини (однобічні грабены-рампи) на Кольськім півострові й авлако-гени північно-західного виступу Канадського щита. Вони містять опади тих же типів, що синеклизы, але підвищеної потужності й відрізняються також активним основним вулканізмом.

Протогеосинклинали варіюють по ширині від багатьох до перших сотень кілометрів і виявляють уже певну поперечну зональність. Їхні периферичні зони накладені на занурені краї архейських масивів і є аналогами більше пізніх зон перикратонных опускань і мио-геосинклиналей. Розріз цих зовнішніх зон представлений кварцитами, доломітами, джеспілітами; у верхній частині з’являються аргиллиты й граувакки, що нерідко сполучаються у флише-вую (або флишоидную) формацію. Закінчується розріз молассой. У внутрішніх зонах одержують широке поширення толеитовые базальти; осадові породи представлені аргиллитами й граувакками. Розвиток протогеосинклиналей закінчувалося складчато-надвиговыми деформаціями з вергент-ностью від внутрішніх зон до зовнішнього й протоплатформе, метаморфізмом до амфиболитовой фації й гранитообразованием. Відсутність у більшості випадків досить повних офиоли-товых асоціацій і дані палеомагнетизму вказують на те, що раздвиг континентальної кори при утворенні протогеосинклиналей був невеликий, звичайно не перевищуючи масштабу раз-двига на дні Червоного моря, а нерідко й не досягаючи його. Виключення можуть становити найбільш великі із протогео-

синклінальних систем: Свекофенская (Балтійський щит), Бай-Кало-Витимская (Сибірська платформа), Черчилл (Канадський щит), Эбурнейская (Західна Африка). Зовнішні зони протогеосинклиналей (Криворізька, Лабрадорская, Гуронская) і протосинеклизы (Трансваальская в Південній Африці, Налла-Гайн в Австралії) містять великі поклади залозистих кварцитів-джеспілітів, що служать найважливішим джерелом залізорудної сировини.

Основні епохи диастрофизма, що містили розвиток протогеосинклиналей, доводяться на рубежі 2300, 1900, 1750 млн. років. Останні дві, найбільш великі, відомі як карельська (Балтійський щит), гудзонская (Канадський щит), трансамазонская (Південна Америка), эбурнейская (Західна Африка). Вони супроводжувалися регіональним метаморфізмом, гранитизацией, калієвим метасоматозом, в остаточному підсумку приведшими до становлення основної маси (від 67 до 80%, за різними оцінками) кори сучасних континентів і до ‘її остаточної стабілізації – установленню платформного режиму майже на всій площі північного ряду древніх платформ і значних ділянок їхнього південного ряду.

Позднепротерозойский (рифейский, 1,7—0,6 млрд. років) етап — етап панування континентально-платформного режиму й зародження геосинклінальних поясів фанерозоя. До початку цього етапу практично вся сучасна континентальна півкуля Землі, за винятком молодих океанів, повинне було бути об’єднане в єдиний масив піднесеної суши з досить обмеженим поширенням эпиконтинен-тальных морів і внутріматерикових водойм. Обсяг води, що витісняється у зв’язку із замиканням протогеосинклиналей, повинен був концентруватися, мабуть, в іншій півкулі Землі, у зв’язку із чим необхідно допустити, починаючи із цього часу, існування Тихого океану. Це знаходить підтвердження у встановленні вулкано-плутонических поясів крайового типу на північно-заході Канадського щита, на сході Австралії, на заході Гвианско-Бразильського щита в обрамленні Тихого океану. Трохи пізніше, у середньому рифее, уже більш чітко позначилися пасивні окраїни цього океану в області Північноамериканських Кордильєр, Австралії (система Аделаїда), Південно-Східного Китаю.

Магматична діяльність на початку етапу, у ранньому рифее, широко проявлялася й усередині платформ, що переживали стадію кратонизации. Вона виразилася в майданних виливах кислих лав, включаючи игнимбриты, у становленні великих диференційованих плутонов габбро-анортозитів і гранітів рапакиви. У цю же епоху з’являються, по суті, уперше кільцеві лужні й щелочно-ультраосновные плутоны, кар-бонатиты й кімберліти. Все це свідчення підвищеного теплового потоку й зниженої потужності літосфери, що при значній потужності її корової частини могло приводити до плавлення низів останньої. У міру зниження теплового потоку й зростання крихкості кори стадія кратонизации перемінялася стадією рифтообразования – раннеавлакогенной стадією. Раніше всього, уже в ранньому рифее, це відбулося на Сибірській платформі, де кратонизация наступила вже в ранньому протерозої, а також на сході Австралійської платформи, але «розквіт» авлакогенов ставиться до середнього – пізньому рифею.

В окремих випадках рифтообразоваиие привело до створення більше широких зон з утоненной і переробленою континентальною корою – энсиалических интракратонных геосинкліналей. Їхніми прикладами є Кибарская система в Екваторіальній Африці, система Маунт-Айза в Австралії й, можливо, деякі зони в Південній Америці.

У другій половині етапу процес деструкції континентальної кори значно підсилився й привів до початку формування таких великих міжконтинентальних геосинкліналь- ных поясів, як Средиземноморский і Урало-Охотский, де/, присутність поздне- або навіть среднерифейских Ъфиолитов до- : кументирует новотвір океанської кори. У пізньому рифее почалася предгеосинклинальная рифтовая стадія розвитку Північно-Атлантичного пояса. До цього ж часу ставиться початок розвитку відносно короткоживущих интракратонных геосинкліналей энсиматического типу, тобто з офиолитами й раздвигом континентальної кори обмеженого масшаба. Вони відомі в Південній Америці ( Арагуая-Парагуая й Рибейра – Дамара*), Африці (Мавританиды, Лівійсько-Нігерійська й Красноморская системи) і представляють у своїй більшості апофізів Средиземноморского пояса в межах майбутньої Гондваны.

На розглянутому етапі тривало або відбувався розвиток гранулитовых поясів – Гренвильского в Північній Америці, Свеко-Норвезького в Європі, Приатлантического в Південній Америці, Мозамбіцького в Африці, Восточно-Гат-Ского в Индостане, Внутрішньо-Монгольського в Китаї, Дарлинг і Олбени-Фрейзер в Австралії. Як правило, ці пояси випробували надвигание на прилягаючі стабільні ділянки платформ, зокрема гранитно-зеленокаменные площі архею.

Палеозойський етап** (0,7-0,2 млрд. років) -платформенно-геосинклінальний. Початок даного етапу (венд – середній ордовик) знаменується енергійним формуванням (розкриттям) міжконтинентальних геосинклінальних поясів: Північно-Атлантичного, Урало^-Охотського, Средиземноморского. На найбільш зрілій стадії свого розвитку вони повинні були представляти океани північно-атлантичного типу, тобто із численними

мікроконтинентами. Одночасно або трохи пізніше почався (на півночі) або підсилився (на півдні, по периферії Гондваны) активний геосинклінальний процес на окраїнах Тихого океану.

З утворенням міжконтинентальних геосинклінальних поясів платформи північного ряду придбали свої близькі до сучасного обрису, у той час як на півдні їм протистояв єдиний суперконтинент Гондваны. Наприкінці рифея або у венде раннеавлакогенная стадія розвитку північних платформ змінилася синеклизной і незабаром плитної, у той час як Гондвана в ранньому палеозої залишалася майже цілком (виключення – Австралія) піднятої вище рівня океану й тільки в середньому палеозої початку випробовувати часткове занурення.

Уже перед вендом, у байкальську епоху тектогенеза, а потім у пізньому кембрії – початку ордовика (салаирская, сард-ская, грампианская епоха) по периферії геосинклінальних поясів почалася аккреция континентальної кори, що протікала паралельно із триваючої спредингом центральних зон поясів. Наприкінці ордовика (таконская епоха) стиску одержали перевагу над розтяганнями, і почалося загальне скучивание кори, що привело наприкінці силуру—початку девону, у кульмінацію каледонского тектогенеза, до ліквідації геосинклінального режиму й переходу до орогенезу на значних просторах міжконтинентальних поясів і деяких ділянок периферії Тихоокеанського пояса (Австралія, Південно-Східний Китай). Північноамериканська й Східно-Європейська платформи спаялися в єдиний великий континентальний масив Лавруссию; південна ж частина Північно-Атлантичного пояса склала західне продовження Средиземноморского пояса ( палео-тетиса), що вступив у найбільш активний період свого розвитку. Акадская – тельбесская епоха тектогенеза кінця середнього – початку пізнього девону з’явилася заключної для каледонид, із цього часу превратившихся в молоду платформу, і початкової для герцинид. Східні частини Урало^-Охотського й Средиземноморского поясів, починаючи з Південного Тянь-Шаню й Бадахшана – Північного Паміру, наприкінці девону (?) -початку карбону випробували поновлення спре-динга з утворенням нової генерації офиолитов. Але із середини карбону на більшій частині площі цих поясів відбувається перехід до заключних деформацій, метаморфізму й гранитизации, приведшим до завершення їх геосинклінального й початку орогенного розвитку. Цей процес затягся на крайніх західному й східному флангах (південь Північної Америки, схід Азії) до пізній пермі включно, у той час як у Західній і Центральній Європі вже в середині пермі встановився платформний режим. В остаточному підсумку відбулося відновлення сплошности континентальної кори на місці цих поясів і об’єднання Лавруссии із Сибірською платформою в Лавразию, а із приєднанням Китайсько-Корейської й Південно-Китайської платформ і всієї Гондваны виник гігантський суперконтинент-пангея. Його доводиться називати Пангеей II, на відміну від Пангеи I – рифейского суперконтиненту. Навпроти, у Тихоокеанському сегменті Землі в Пермі й тріасі відзначається посилення деструктивних тенденцій і геосинклінального процесу.

Мезозойско-кайнозойский етап (0,2—0 млрд. років) -утворення молодих океанів. Найбільш велика подія даного етапу – розпад Пангеи, що почався в пізньому тріасі з утворення океан-геосинклінального пояса Тетиса, зміщеного, загалом, до півдня щодо свого позднедокембрийско-па-леозойского попередника – палео-тетиса. Успадковуючи простягання останнього, Тетис простягався спочатку в Центральну Америку й лише наприкінці юри почалося розростання Атлантичного океану в меридіональному напрямку. Розширення Північної Атлантики, а потім, з початку кайнозою, Норвежско-Гренландского і Євразійського басейнів Північного Льодовитого океану привело до зсуву Євразії, що віддалилася від Північної Америки в загальному південному напрямку. У той же час розкриття, що почалося в пізній юрі, Південного й Індійського океанів викликало зсув Африки, Индостана й Австралії до півночі. У підсумку Тетис починаючи з кінця юри на заході, з кінця мела – початку палеогену на сході став випробовувати стиск і скучивание кори. Воно завершилося зіткненням (колізією) континентальних мас Гондваны і Євразії, найбільше яскраво вираженим проти Адріатичного, Аравійського й особливо Индостанского виступів Гондваны, де й виникли гірські спорудження Альп, Кавказу, Гіндукушу – Паміру й Гімалаїв.

Тихий океан і його геосинклінальний пояс, що обрамляє, продовжували своє досить активний розвиток у мезозої й кайнозої. Осі розростання океанської кори спочатку перебували в західній частині океану й мали близширотное простягання, але із середини мела перемістилися на схід, в область Східно-Тихоокеанського підняття. По периферії океану виявилося кілька фаз аккреции континентальної кори – наприкінці юри -початку мела (колымская, невадская епоха), у середині мела, кінці мела – початку палеогену (ларамийская епоха), наприкінці эоцена. Під впливом імпульсів з боку Тихого океану й Тетиса величезний район Центральної Азії виявився залученим у вторинний, эпиплатформенный орогенез.

До початку олігоцену розташування континентів і океанів, складчастих гірських систем і осей спрединга прийняло вже обрису, близькі до сучасного. Континенти вступили в період посилення підняттів, тектонічної активізації платформ, росту гірських споруджень, звичайно називаний неотектоническим етапом. Океани випробували значне поглиблення, а їхні серединні хребти прийняли близький до современ-

ному вид. Починаючи з кінця мела стала формуватися система окраїнних морів по західній периферії Тихого океану, включаючи Індонезію, а також в Антильско-Карибської області. Трохи пізніше, з олігоцену, аналогічний процес виявився в Средиземноморском поясі. Сучасна епоха представляє продовження подій неотектонического етапу – заключної фази мезо-кайнозойского етапу розвитку земної кори.