Природа тектонической активности земли возможные причины тектонической активности Земли



Pdf просмотр
страница22/23
Дата28.01.2019
Размер0.78 Mb.
ТипГлава
1   ...   15   16   17   18   19   20   21   22   23

192
разных континентах тектонические события этого периода проявлялись далеко не всегда синхронно. В раннем же архее вообще трудно выделить синхронные тектонические события на всех континентах, поскольку раннеархейские зародыши континентов во многом развивались независимо друг от друга и каждый из них еще располагался в отдельной области нисходящих течений многоячеистой конвективной структуры верхней мантии. Учитывая широтную зависимость интенсивности конвективных процессов в архейской мантии, наблюдаемые различия во временах проявления тех или иных тектонических событий на разных континентах в раннем архее и первой половине позднего архея можно объяснить разным широтным положением уже существовавших тогда континентальных массивов.
А.С. Монин (1979, 2000) показал, что, согласно законам механики, вращение планеты становится устойчивым только тогда, когда “центр тяжести” суперконтинента располагается на ее экваторе. Если первоначально такой суперконтинент образовался в другом месте, например в высоких широтах, то под влиянием сил инерции все тело планеты поворачивается по отношению к оси ее вращения таким образом, чтобы “центр тяжести” такого суперконтинента попал на экватор. А это значит, что и Моногея также должна была располагаться на экваторе Земли. Тем не менее в раннем протерозое, около
2,4–2,5 млрд лет назад, на ее просторах наступило первое в истории Земли Гуронское оледенение, одновременно проявившееся на нескольких щитах – в Канаде, Южной
Африке, Индии, Западной Австралии и на Балтийском щите (Чумаков, 1978). Объясняется это тем, что в раннем протерозое, после начала гидратации ультраосновных пород и образования серпентинитового слоя океанической коры, произошло связывание в карбонатах плотной углекислотной атмосферы архея, исчезновение парникового эффекта и как следствие этого резкое похолодание климата (с установлением средней по Земле температуры около 8 °С). Вместе с тем уровень стояния континентов в первой половине раннего протерозоя (после архея) оставался еще сравнительно высоким – около 2–2,5 км над уровнем океана (см. рис. 10.17). Поэтому Гуронское экваториальное оледенение, по сути, является высокогорным оледенением холодного климата (Сорохтин, Сорохтин,
1997), хотя прибрежные ледники, по-видимому, и сползали на уровень океана.
После завершения в конце архея бурного процесса выделения в недрах Земли окисножелезного ядра, в котором тогда оказалось сосредоточено до 65% массы современного ядра, дальнейший тектонический режим развития планеты стал значительно более спокойным. Резкое снижение тектонической активности Земли в протерозое привело к столь же резкому увеличению времени жизни и мощности литосферных плит
(см. рис. 6.16). В результате плотность плит стала выше плотности мантии и как следствие на смену зонам торошения и скучивания тонких базальтовых пластин, столь характерных для архея, появились нормальные зоны поддвига плит современного типа. Кроме того, около 2,5 млрд лет назад существенно изменились состав и строение океанической коры, и вместо чисто базальтовой коры архея уже в начале протерозоя сформировался ее третий, серпентинитовый слой – основной резервуар связанной воды в океанической коре. Все эти изменения привели к тому, что начиная с протерозоя на Земле прочно устанавливается тектонический режим развития, описываемый теорией тектоники литосферных плит.
Остановимся теперь на основных эволюционных закономерностях главной последовательности тектонического развития Земли. В связи с изменением тектонического режима преобразования океанической коры в континентальную в послеархейское время кардинально изменился и сам процесс формирования континентальной коры. На смену ареальному коровому магматизму в основном тоналит- трондьемитового состава, возникавшему в зонах скучивания океанической коры, пришел известково-щелочной магматизм линейных зон поддвига плит. Изменились и процессы образования гранитоидов. В послеархейское время они, как правило, формировались из коровых источников вещества и в большей части, по-видимому, за счет повторного


193
переплавления терригенных песчано-глинистых осадков, например затягивавшихся в зоны поддвига плит, либо благодаря метаморфической переработке осадочных толщ в тылу зон поддвига плит перегретыми флюидами, поднимающимися из тех же зон поддвига плит, как это показано на рис. 6.20.
Рис. 6.20. Картина формирования континентальной коры в протерозое и фанерозое за счет частичного переплавления и дегидратации океанической коры и перекрывающих ее пелагических осадков в зонах поддвига океанических плит под островные дуги
Здесь, правда, следует обратить внимание, что в раннем протерозое происходило резкое угнетение или даже почти полное исчезновение известково-щелочного
(андезитового) магматизма (Борукаев, 1985; Фролова, 1992). Вероятнее всего, это было связано со спецификой состава раннепротерозойских океанических осадков, поскольку тогда происходило массовое отложение железорудных формаций. Попадая в зоны поддвига плит, тяжелые железистые осадки уже не могли выжиматься из зазора между плитами и выполняли там роль “смазки”, препятствуя тем самым разогреву и переплавлению коренных пород пододвигаемой океанической коры за счет ее сухого трения с надвигаемой плитой. Именно поэтому известково-щелочной магматизм зон поддвига плит в современной форме проявился лишь в среднем протерозое после ослабления процессов отложения железорудных формаций.
После архея существенно снизилась температура выплавления первичных коровых расплавов. Действительно, разогрев пород океанической коры в зонах поддвига плит в основном происходит не за счет тепла, идущего из глубин мантии, а благодаря внутреннему трению, сопровождающему их сдвиговые деформации. Но этот процесс регулируется температурой начала плавления силикатов, так как их частичное плавление значительно уменьшает суммарную вязкость попавших в зоны субдукции пород океанической коры и тем самым снижает дальнейшую генерацию тепла. В результате саморегулирующийся процесс автоматически поддерживает температуру генерации известково-щелочных магм на уровне, незначительно превышающем анатексис водонасыщенных базальтов океанической коры. Именно поэтому в зонах поддвига плит никогда не происходит извержений перегретых магм: их обычная температура 1100–1200
°С (для гранитоидных магм они еще ниже – всего 800–900 °С) и никогда не превышает
1250–1300 °С, тогда как в архее выплавление коровых магм могло происходить с очень большим перегревом, вплоть до 1500–1600 °С.
Еще одной отличительной особенностью формирования состава континентальной коры в послеархейское время стало выплавление коровых магм и протекание



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