Природа тектонической активности земли возможные причины тектонической активности Земли



Pdf просмотр
страница20/23
Дата28.01.2019
Размер0.78 Mb.
ТипГлава
1   ...   15   16   17   18   19   20   21   22   23

188
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 ее поверхности, там четко 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 протяженных 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. 6.18). 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, обращенные к массиву Лакшми, часто оказываются более крутыми, чем противоположные им склоны, т.е. так же, как это показано и на рис. 6.17.
Рис. 6.18. 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)
Приведенный 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 далекую 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 подчиненным 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


189
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
87
Sr/
86
Sr
≈ 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. 5.16). Одновременно с этим, около 2,7–2,8 млрд лет назад, происходил и максимальный перегрев верхней мантии с подъемом температуры до 1800–
1850 °С (см. рис. 4.2). 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° С 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, бóльших перехода базальтов в гранатовые эклогиты. При этом эклогиты, как тяжелая фракция, должны были опускаться в глубины мантии, унося с собой бóльшую часть MgO, FeO, CaO, TiO
2
, а также избытки
Al
2
O
3
, обогащая тем самым остаточные расплавы кремнеземом 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



Поделитесь с Вашими друзьями:
1   ...   15   16   17   18   19   20   21   22   23


База данных защищена авторским правом ©genderis.ru 2017
обратиться к администрации

    Главная страница