Догеологічна і ранньогеологічна стадія розвитку Землі.
Історію Землі з моменту утворення як планети і до наших днів прийнято розділяти на два етапи (чи стадії) - догеологічний та геологічний. При цьому серед дослідників існує дві точки зору щодо такої періодизації історії планети. Ряд вчених дотримується думки, що відлік геологічної історії Землі слід вести з моменту утворення найдавніших порід. Такі породи знайдені на Алданському щиті Сибірської платформи, Кольському півострові, на півдні Африки. їх вік, за деякими даними, складає 4,5-4,58 млрд. років (за іншими даними, вік найдавніших порід, знайдених у Австралії не перевищує 4,1-4,2 млрд. років). інша група дослідників (М.В.Муратов і ін.) вважає, що геологічна історія Землі починається з моменту сформування первісних земної кори, атмосфери і гідросфери (а, отже, і появи перших осадових порід). Це сталося на рубежі близько 4,0-3,8 млрд. років. Таким чином, згідно із цією точкою зору(яка прийнята і в даній роботі), догеологічна стадія розвитку Землі тривала з часу сформування як самостійного космічного тіла (4,6 млрд. років) до утворення первісних геосфер майже 600 млн. років (чи дещо більше). Якщо виходити із уявлень про первісно-холодний стан Землі, то на цьому етапі повинен був проходити внутрішній розігрів . Джерела розігріву, як уже відмічалося, могли бути різними: радіогенне тепло, гравітаційна енергія, енергія, що звільнялася при фазових переходах речовини. При цьому відбувалась диференціація надр планети на внутрішні геосфери. Академік О.П.Виноградов запропонував для пояснення перебігу цих процесів так званий принцип зонної плавки, змодельованої ним у лабораторних умовах. В експерименті був використаний циліндрик із кам'яного метеориту (хондриту), який багатократно прогрівався вздовж осі при температурі 1600 ºС.У кінцевому наслідку речовина хондрита розщепилась на дві фази - в рідку (легкоплавку) фазу виділилось базальтове скло, яке витіснилось у верхню частину циліндрика, а в твердій (тугоплавкій) фазі залишилась ультраосновна олівінова порода - дуніт. На думку О.П.Виноградова, утворення олівінових порід верхньої мантії і базальтових магм земної кори в природних умовах можна розглядати як аналог описаного процесу зонної плавки. Згідно із подібними уявленнями, в надрах протопланети на глибинах близько 400 км могли виникати зони розплавів, де температури перевищували точку плавлення заліза. Краплі розплавленого заліза опускалися до центра планети, витісняючи більш легкий матеріал - формувалося залізне ядро Землі, що супроводжувалося, в свою чергу, виділенням гравітаційної енергії, яка йшла на подальший розігрів планети. У кінцевому результаті центральна частина Землі повністю розплавилася. В подальшому зона розплавлення поступово підіймалася вверх подібно до вогника тліючої сигарети, аж поки не відбулося майже повне проплавлення протопланети. Різниця температур між поверхнею Землі і межею ядра спричинила виникнення конвективних потоків, внаслідок яких більш легкі елементи, такі як кисень, кремній, алюміній з домішками інших елементів, виносились назовні, утворювали силікатні сполуки і накопичувались на поверхні, формуючи тонку кірку базальтового складу (внаслідок панування на поверхні температур космічного простору відбувалось швидке їх остигання). Між зовнішньою корою і ядром скупчувались більш щільні силікати, в основному силікати магнію і, частково, заліза, формуючи мантію Землі. На поверхні планети в цей час існували кільцеві структури, заповнені базальтовою лавою, вулканічні і метеоритні кратери.
Земна кора в початкову стадію свого формування була дуже тонкою, крихкою, легко проплавлялася новими порціями лави і ламалась. Тверді ділянки кори чергувались з "озерами" чи цілими "морями" базальтової лави, в яких плавали уламки порід, захоплених при виверженні. На Землі формувався рельєф, багато в чому подібний до рельєфу сучасного Місяця, у зв'язку з чим відомий російський геолог О.П.Павлов назвав цю стадію розвитку Землі "місячною". Справді, на Місяці тепер можна спостерігати сліди грандіозних вулканічних вивержень - базальтові моря, вулканічні і метеоритні кратери, кільцеві гори тощо. Подібний рельєф був створений, очевидно, і в місячну стадію розвитку Землі, однак після виникнення атмосфери і гідросфери знівелювався наступними екзогенними процесами. На Місяці ж, на думку О.П.Виноградова вже 3-3,5 млдр. років тому майже весь уран, чи значна його частина були винесені з надр на периферію, що викликало згасання вулканічної і магматичної діяльності. З іншого боку, відсутність зовнішніх геосфер, а отже і екзогенних процесів, призвела до "консервації" створеного на ранній стадії розвитку супутника рельєфу, який у подальшому змінювався лише частково під впливом бомбардування поверхні метеоритами. Одночасно із виплавленням базальтів вулканічні виверження супроводжувались дегазацією мантії і виносом у навколоземний простір газоподібних продуктів. Останні, утримуючись силами земного тяжіння, поступово окутували Землю щільною оболонкою. Первісна атмосфера, за даними американського дослідника Г. Юрі була відновною і відрізнялась від сучасної значно меншою щільністю. У складі переважали двоокис вуглецю, азот, водяна пара, метан, аміак, синильна кислота, кислі дими (HCl, HF тощо), сірководень, інертні гази. Процес остигання земної кори десь на рубежі близько 4 млрд. років тому просунувся настільки, що була пройдена точка кипіння води - почалась конденсація водяної пари в праатмосфері і випадання у вигляді гарячих дощів, які спочатку майже не досягали поверхні Землі, внаслідок ще досить високої температури. Однак поступово поверхня планети охолодилась настільки, що дощі, які випадали на неї, почали насичувати приповерхневі породи і заповнювати понижені ділянки рельєфу, утворюючи первісні водойми. Почалось формування водної оболонки Землі - гідросфери. О.П.Виноградов доводить, що у процесі зонної плавки виділилось 1.6 1024 г води, що майже дорівнює сучасному об'єму гідросфери. За даними Г.Юрі первісна гідросфера містила лише 10% об'єму води нинішніх морів та океанів. З утворенням первісних водойм вступають у дію екзогенні процеси, тобто вивітрювання порід, розмив, перенос продуктів руйнування текучими водами і відкладання їх на дні ранніх морів, формування перших осадових товщ. Встановлюється взаємодія процесів внутрішньої та зовнішньої геодинаміки, яка у подальшому буде визначати еволюцію земної кори. Таким чином, вікові межі місячної ери можна окреслити досить чітко - від початку формування земної кори до виникнення первісних атмосфери і гідросфери. Звідси бере початок геологічна історія Землі, зашифрована в осадових породах і тому вивчена на багато детальніше.
Докембрійський етап. Докембрійський етап, що охоплює архейський і протерозойський еони, тривав від 4 млрд. до 570 млн. років. Це особливий етап в історії планети, який сильно відрізняється від пізніших - палеозойського, мезозойського та кайнозойського. Головними особливостями докембрію є: 1)дуже велика тривалість (1,5 млрд. років тривалість архею та майже 2 млрд. років - протерозою, що разом у 6 разів перевищує час всієї подальшої історії Землі); 2) бідний органічний світ, що робить неможливим використання палеонтологічних методів визначення відносного віку гірських порід чи біономічного аналізу для реконструкції фізико-географічного середовища (крім верхнього протерозою); 3) високий метаморфізм докембрійських товщ - ступінь метаморфізованості зростає із віком порід. Магматичні та осадові породи перетворені у різні за складом гнейси, кристалічні сланці, кварцити, мармури тощо; 4) дуже складні умови залягання докембрійських порід, висока дислокованість їх, що утруднює відтворення тектонічних рухів цього часу; 5)своєрідні фізико-географічні умови, відмінні від сучасних, а також від палеозойських чи мезозойських, що сприяло появі у складі докембрію деяких характерних порід (залізисті кварцити, яшми, марганцеві руди і ін.) і, навпаки, повній відсутності інших - фосфоритів, бокситів, солей тощо. Всі перераховані особливості ускладнюють дешифрування геологічної історії докембрію, тому відомості про цей ранній етап еволюції планети багато в чому неповні, фрагментарні. Особливе значення для встановлення віку архейських та протерозойських порід мають методи абсолютної геохронології.
Еволюція земної кори. В будові архейських блоків земної кори досить чітко розрізняють два типи структур: гранітогнейсові поля та зелено-кам'яні пояси. Граніто-гнейсові комплекси (так звані сірі гнейси ) з віком 3,8-3,5 млрд. років утворюють куполоподібні (овальні) структури розмірами у поперечнику від декількох до сотень кілометрів безвиразної лінійної орієнтації. Відомі на Кольському півострові (Балтійський щит), в межах Українського щита і в інших місцях. Ядра таких структур складені гранітами, периферичні частини – граніто-гнейсами, мігматитами, кристалічними сланцями. В літературі подібні утвори відомі також як овоїди, нуклеоїди чи нуклеари , а Є.В.Павловський пропонує час їхнього формування називати нуклеарним етапом (чи стадією) розвитку земної кори. Продовжувався він за різними даними в інтервалі 4-3,5 млрд. років і призвів до сформування ділянок первісної кори континентального типу, потужність якої на кінець архею складала 30-35 км. Зелено-кам'яні пояси у класичному вигляді відомі на Канадському щиті, в Південній Африці, на Українському щиті, в Індостані і ін. Протягуються смугами довжиною в сотні кілометрів, у поперечнику складають переважно десятки кілометрів і складені потужними товщами ультраосновних і основних порід, сланцями, залізистими кварцитами тощо, слабометаморфізованими (зелено-сланцева фація).Згідно із В.Ю.Хаїним, за своєю тектонічною природою зелено-кам'яні пояси близькі, з одного боку, до більш пізніх геосинкліналей, з іншого - до континентальних рифтів. У пізньому археї (3,2-2,6 млрд. років тому) в умовах розтягу і суттєвого потоншення первісної кори зелено-кам'яні пояси закладаються на "сіро-гнейсовій" основі і проходять цикл розвитку, подібний до еволюції майбутніх геосинкліналей, який завершувався стиском, метаморфізмом та вторгненням гранітоїдів (біломорська складчастість). Початок протерозою ознаменувався, на думку В.Ю.Хаїна, дробленням первісної (протоконтинентальної) кори і розділенням на стійкі ізометричні чи округло-овальні блоки - протоплатформи та рухомі зони, які їх розділяли - протогеосинкліналі. Від справжніх пізньодокембрійських та фанерозойських платформ протоплатформи відрізнялись меншими розмірами, вищим ступенем метаморфізму, наявністю граніто-гнейсових куполів та іншими ознаками. Протогеосинкліналі при ширині у сотні кілометрів протягувались на віддалі більше тисячі кілометрів і закладались та розвивались за рахунок деструкції континентальної кори, при цьому розсув кори звичайно був невеликий, не перевищуючи масштабів Червоного моря. У їх зовнішніх зонах відкладались осадки міогеосинклінального типу - карбонати, кварцити, джеспіліти, аргіліти тощо. Слід сказати, що специфічні утворення пізньоархейських та ранньопротерозойських морів - джеспіліти, тобто породи, що представляють перешарування кварциту із залізистими мінералами (гематитом, магнетитом), практично відсутні у молодших формаціях. Потужні скупчення джеспілітів (залізистих кварцитів) при вмісті заліза понад 25-30% є цінною залізною рудою і відомі в різних місцях планети (на Українському щиті - Кременчук, Кривий Ріг, на Канадському щиті - район оз. Верхнього і ін.). Внутрішні зони протогеосинкліналей містять базальти, аргіліти, інтрузії гранітоїдів. Ранньокарельська та пізньокарельська епохи складчастості, завершення яких припадає на кінець раннього протерозою (1650 млн. років), перетворили протогеосинклінальні системи у складчасті гірські країни. Складкоутворення супроводжувалось метаморфізмом та гранітизацією. Сформувалися структури, названі карелідами. Після нівелювання їх екзогенними процесами, перетворення у платформи, кареліди разом із сформованими раніше протоплатформами утворили фундамент древніх платформ - ядер майбутніх континентів. Ці платформи називають ще епікарельськими. Таким чином, фундамент древніх платформ - це сукупність різновікових структур, сформованих протягом архею і раннього протерозою і складених сильно дислокованими, метаморфізованими та гранітизованими кристалічними породами. Починаючи з пізнього протерозою, в межах древніх платформ формується уже їх верхній структурний поверх - осадовий чохол. Інують уявлення, що на початку пізнього протерозою всі платформи об'єднувались у єдиний континентальний масив (Пангея), а отже, слід говорити і про існування єдиного величезного океану - Панталаса, попередника Тихого океану. В пізньому протерозої відбувалось подальше дроблення древніх платформ по розломах на блоки, закладання та розвиток у їх межах авлакогенів, які заповнювались континентальними осадками та ефузивами. Тому цей етап формування осадового чохла платформ називають авлакогенним. В окремих випадках процеси деструкції континентальної кори платформ призводили до початку формування великих міжконтинентальних геосинклінальних поясів (Урало-Монгольський, Середземноморський, Північно-Атлантичний). інші великі геосинклінальні пояси - Тихоокеанський, Арктичний закладалися на окраїнах древніх платформ. Починаючи з раннього протерозою розвивались два малих пояси: Бразильський та Внутрішньо африканський. В поясах нагромаджувались потужні осадово-вулканогенні товщі порід. У пізньому протерозої в межах геосинклінальних поясів проявилось декілька орогеній, найбільш інтенсивною з яких була байкальська, приурочена в часі до кінця рифею - початку венду. Наслідком потужного байкальського орогенезу було повне завершення геосинклінального режиму в обох малих поясах - Бразильському та Внутрішньоафриканському, що призвело у першому випадку до об'єднання двох платформ Південної Америки в єдину Південноамериканську платформу, а у другому - до об'єднання Північно-Африканської, Південно-Африканської та Аравійської платформ, які існували після карельської складчастості, в єдину Африкано-Аравійську платформу. Байкальським орогенезом були створені також складчасті гірські системи на місці сучасного Уралу, Тімано-Печорської області (Тіман, Большеземельська тундра, півострови Канін, Рибачий і Варангер), Східного Саяну, Патомського нагір'я, Західного Забайкалля, Єнісейського та Туруханського кряжів. Ці структури приєднались до Східноєвропейської (Тімано-Печорська система) та Сибірської платформ, наростивши їх по околицях. В єдину Китайську платформу байкальськими структурами спаялись три невеликі платформи: Таримська, Китайсько-Корейська та Південно-Китайська. Невелика область (Аделаїда) причленувалась до Австралійської платформи. Слід сказати, що, очевидно, площі байкалід в кінці протерозою значно перевищували площі сучасних - значна частина їх в подальшому була розроблена, втягнута в нові опускання і збереглась лише частково у вигляді окремих масивів. Невеликі території зайняті сучасними байкалідами не повинні створювати враження незначного розмаху байкальських тектоно-магматичних процесів - насправді це була друга після карельської за масштабами епоха складчастості в історії Землі. Після байкальської складчастості вдається досить чітко виділити всі древні платформи: в північній півкулі це - Східно-Європейська, Північно-Американська, Сибірська та Китайська; в південній - Африкано-Аравійська, Південно-Американська, індостанська (чи індійська), Австралійська та Антарктична. Південні платформи в кінці протерозою продовжували залишатись єдиним цілим - у вигляді суперконтиненту Гондвана . Теперішні північні платформи існували як окремі континетальні масиви і віддалялись від Гондвани широтним океаном Палеотетіс. Таким чином, процеси рифтогенезу у пізньому протерозої спричинили розкол єдиного материка Пангея, на суперматерик Гондвану та ряд менших за розмірами материків, які роз'єднувалися новоутвореними геосинклінальними поясами Урало-Монгольським, Північно-Атлантичним та Середземно морським, розкриття останніх активно проходило у палеозої.