Доархейская історія Землі

Дані порівняльної планетології, доповнені результатами земної кисневої ізотопії, дозволяють виділити в доархейської історії Землі чотири етапи (Очерки сравнительной планетологии, 1985; Сиротин, 2009; Valley et al., 2002; New the solar System, 1999; Hartman William, 1997):

Етап 1-й: 4,56-4,45 млрд р. – етап ранньої гарячої Землі. Планети земного типу сформувалися швидко, енергійно, набравши до 99% своєї маси протягом перших 100 млн р., а на думку деяких зарубіжних планетних геологів ще швидше – за 50-80 млн р. (New the solar System, 1999). Це був етап набору маси внутрішніми планетами Сонячної системи. Протосонячна газопилова туманність до моменту початку акреції була диференційована, кожен центр планетоутворення мав свою зону живлення. Значна кількість летючих речовин була вигнана в область формування орбіт великих планет. До моменту проходження Сонцем стадії Таурі-зірки⁴ досонячна туманність згортається в диск і перетворюється на протосонячну. За допомогою телескопа Хаббла (ВТХ) з навколоземної орбіти вдалося відкрити кілька десятків дисків у видимому діапазоні довжин хвиль в туманності сузір’я Оріона – це справжній «зоряний розплідник», розташований від Сонця лише за 1600 світлових років. На сьогодні відкрито близько 200 протопланетних дисків, названих проплідами. Утворення та еволюція проплід контролюється гравітацією, магнітними полями і рухом (обертанням, кутовим моментом в системі).

Ядро первісної протосонячної хмари мало, мабуть, невелику кількість руху (кутового моменту), успадковану від турбулентної обертової початкової сонячної хмари. Спочатку воно могло робити один оберт за декілька мільйонів років. Боротьба магнітних полів і гравітації в ядрі протосонячної хмари схилялася на користь останньої – зародок росте, долаючи опір. В результаті вільного падіння речовини тиск і температура в зростаючому об’єкті підвищуються, і він починає випромінювати в інфрачервоному діапазоні. Більшість матеріалу що згортається має надто велику кутову швидкість, щоб падати на ядро безпосередньо, тому він починає закручуватися по орбіті навколо прото-Сонця. Одночасно через магнітні силові лінії з Північної та Південної півкулі випливають потоки речовини прото-Сонця, які зіштовхуються в екваторіальній області диска і заповнюють його осьову частину (New the solar System, 1999). В результаті кутовий момент диска перерозподіляється таким чином, що його внутрішня частина приєднується до зірки, а зовнішня або розсіюється («розривається на шматки»), або структурується, самоорганізується, утворюючи зародки планетозималей розміром від перших дециметрів до перших метрів.

Саме такі «булижники» здатні вистояти в умовах жорсткого фотонного бомбардування з боку Сонця. Ця самоорганізація повинна відбутися швидко – протягом 0,01-10 млн років. На Сонці на цей час (4,56 млрд р.т.) вже включений механізм горіння водню (з перетворенням його на гелій), Сонце стає жовтим карликом (відповідно до діаграми Герцшпрунга – Рессела).

Тому можна говорити про три концепції (гіпотези) утворення Землі:

1) «гарячу», що сягає ідей П’єра Лапласа; 2) холодної, що сягає ідей Гарольда Юрі, О. Ю. Шмідта та ін.; 3) помірковано гарячої Землі, яка під час набору маси до 99% (або навіть понад - до 99,9%) зазнала диференціації «начорно» з утворенням ядра, мантії та первинної земної кори.

Остання концепція на сьогодні є більш прийнятною, а відповідь на питання, чи була Земля спочатку холодною або гарячою, залежить від того, повільно (від 100 млн до 1 млрд років) чи швидко (від 100 тис. до 10 млн років) відбувалася акреція Землі.

Порівняльно-планетологічний аспект аналізу цієї проблеми призводить планетних геологів до висновку, що акреція Землі завершилася в основному в протягом 50-70 млн р., а це означає, що Земля в ході акреції була майже повністю розплавленим тілом. Проте кінетична (теплова) енергія акреції значною мірою компенсувалася здатністю Землі проводити і випромінювати тепло, через що її поверхня вкривалася «кіркою» – первинної земною корою, яка постійно зламувалась під впливом зіткнення з великими метеоритно-астероїдними тілами – планетозималями, маса яких могла досягати однієї десятої маси Землі (а це маса Марсу).

Під впливом таких зіткнень верхні шари Землі знову розплавлялися, а косе зіткнення Землі з великою планетою на заключному етапі акреції стало причиною утворення Місяця (Valley et al., 2002; New the solar System, 1999; Hartman William, 1997) (за катастрофічним сценарієм – близько 4,52 млрд р. т.). Місяць відіграв значну роль в історії ранньої Землі – за будь-якого варіанту її утворення (катастрофічному, коаккреціі, захоплення, розщеплення).

Отже, ми повинні припускати, що тверді внутрішні планети (Меркурій, Венера, Земля, Марс) в ході набору маси були хоча б одного разу розплавленими в переважному своєму обсязі (Valley et al., 2002; New the solar System, 1999), а їх складові компоненти (мінерали) набували можливості відділятися один від одного відповідно до температури їх плавлення та до їх щільності. «Важкі» речовини опускаються всередину, створюючи внутрішні ядра, а «легкі» підіймаються до поверхні, створюючи «земні» кори. Цей процес гравітаційної диференціації відіграє головну роль у ранній історії Землі та інших земних планет. Надалі, вже за часовими межами цього етапу, Земля досягла значно більшої внутрішньої стратифікації, поділу на більшу кількість шарів (чим просто легка кора, важке ядро і розташована між ними мантія); мантія стає найпотужнішою і масивної сферою, здатною до подальшої диференціації відповідно до хімічних характеристик і щільності складових компонентів.

Для тектонічного стилю ранньої гарячої Землі були характерні «стада» дрібних корових плит, можливо, об’єднаних в єдину плиту (літосфера ще не сформувалася), плюмова тектоніка, обдукція (торошення плит), сагдукція, тессероутворення, формування зачатків сиалічної кори (Сиротин, 2009; New the solar System, 1999).

Про склад первинної атмосфери можна гадати, виходячи з речовини газопилової дископодібної хмари, в якій виділяються три групи компонентів (Сиротин, 2009; Жарков, 2003): 1) газова воднево-гелієва компонента, до якої, окрім водню і гелію, належать Ne, N₂, CO; 2) крижана компонента – К, основні її складові: H₂O, CH₄, NH₃; 3) тверда компонента – Т, до якої належать самородні елементи (залізо, нікель), сульфіди заліза, а також SiO₂, MgO, FeO, Al₂O₃, CaO, які утворювали (разом з Fe і Ni) різні силікати і алюмосилікати у вигляді пилу. Дві останні групи утворювали пиловий конденсат, до складу якого входили і складні органічні сполуки: спирти, кислоти, формальдегіди (загалом до сотні органічних сполук). До початку активної еволюції Сонця усі три групи компонентів утворювали однорідну суміш, однак надалі речовина зазнало різко диференціації (Сиротин, 2009; New the solar System, 1999): в зоні майбутніх земних планет сконцентрувалася переважно третя група компонентів, в зоні планет-гігантів – друга, а за Нептуновим простором – перша. Отже, первинна атмосфера Землі могла складатися з невигнаних (реліктів, залишків) компонентів першої та другої груп (H₂, He та інші інертні гази, H₂O, CH₄, NH₃), це так звані справжні летючі (Очерки…, 1981). До них могли приєднуватися в певному обсязі відносно летючі (S, Cl, F, деякі метали: Zn, Cd, Hg, Te); звичайні петрогенні елементи (Na, K, Fe, Si та ін.); за специфічних умов «гарячої » Землі та ударно-вибухових процесів вони могли набувати властивостей летких. Гідросфера в традиційному розумінні як рідка фаза води на ранньому етапі Землі була відсутня, вона існувала у вигляді пари в складі первинної атмосфери Землі.

Етап 2-й: 4,45-4,35 млрд р. – етап помітно охолодженої, але відносно теплої Землі. Обґрунтування нижньої межі етапу зроблене групою американських вчених, які виконали унікальне дослідження щодо з’ясування температурних умов у зовнішніх геосферах Землі біля межі 4,45 млрд р. і після неї (Valley et al., 2002). Порівняльний аналіз даних за ізотопією кисню з цирконів містечка Джек Хіллс (Західна Австралія) з гранітних порід континентальної кори (вік 4,404 млрд р.) і цирконів з однотипних порід інших континентів з віком 4,40-2,60 млрд р. показав сталість δ₁₈О протягом всього цього часу, що дозволило говорити про однотипність магматичних процесів і протолітів, і про активну участь у цих процесах води гідросфери. У результаті був зроблений висновок про «холодну ранню Землю», причому сам термін означає лише якісний перехід від «гарячої Землі» до помітно охолодженої з температурою поверхні вище 0°C, але не вище 200°С, швидше за все багато нижче, що й дозволяло значним обсягам води що виділилася, порівнянним з об’ємом сучасної гідросфери, перебувати в рідкій фазі. Для обґрунтування верхньої межі етапу необхідно скористатися даними про вік порід поверхні Місяця.

Найдавніший вік анортозитів місячних континентів – 4,50 млрд р., тобто він практично збігається з віком Місяця, проте він сильно варіює в інтервалі 4,52-3,80 млрд р., але все ж переважають визначення віку 4,00-3,80 млрд р. Слід мати на увазі, що анортозитовий шар Місяця – це насправді анортозитова брекчія (Очерки…, 1981; New the solar System, 1999), причому кутасті уламки анортозитів самі є брекчією («брекчія в брекчії»). Це свідчить про те, що при застиганні магматичного океану анортозитова кора неодноразово зламувалась, дробилася під впливом метеоритно-астероїдного бомбардування, що призводило до миттєвого розплавлення і навіть випаровування як речовини ударника, так і речовини мішені (Сиротин, 2009; New the solar System, 1999). В результаті брекчії «склеювалися» вулканічним склом, а на поверхні Місяця з’являлися породи, відмінні за структурою і за складом від анортозитів. Американські астронавти зафіксували окремі шматки анортозитів з чітко вираженою крупнокристалічною структурою, яка свідчить про їх утворення не на поверхні, а на певній глибині, що забезпечує повільне охолодження магми. Припускається, що на поверхню Місяця вони були доставлені в результаті викиду з певної глибини під впливом взаємодії метеорита-ударника з масою анортозиту розташованою нижче (мішенню). Частина анортозитів містить невелику кількість залізистих силікатів (піроксенів) і отримала назву ферроанортозитів. Вони мають найдавніший вік – 4,52-4,50 млрд р., тобто близький до віку Місяця. Інші анортозити містять невелику кількість олівіну і магнезіального піроксену і називаються збірним терміном «Mg-комплекс». Їх кристалізаційних вік значно ширший – 4,52-4,35 млрд р. (New the solar System, 1999).

Нарешті, серед зразків високогірного реголіту (брекчій та ударних розплавів) були виявлені породи, збагачені некогерентнми елементами (K, REE, P), тобто вони не відповідають кристалічній структурі місячних мінералів (анортиту, піроксенів, олівіну). Геохіміки цю комбінацію елементів назвали «KREEP-асоціація», а породи, що містять її, на диво постійні за складом і мають той самий кристалізаційних вік - 4,35 млрд р. Це дає підставу вважати, що вони є фінальним продуктом кристалізації глобальної магматичної системи (New the solar System, 1999) і фіксують завершення утворення кори і розшарування Місяця на оболонки. Етап характеризувався видаленням Місяця за межу Роша⁵ (New the solar System, 1999). Враховуючи значні енергетичні можливості Землі (у порівнянні з Місяцем), можна припускати, що анортозитам (включаючи фероанортозити і «Mg-комплекс») відповідало утворення базальтового і еклогітового шару, а місячній KREEP-асоціації біля межі 4,35 млрд р. – розростання «плям сіалю» і завершення первинної магматичної кристалізаційної диференціації (Сиротин, 2009; New the solar System, 1999), закінчення формування первинної кори.

Якщо виходити з припущення, яке поділяється більшістю планетологів, що Земля утворилася за рахунок акреції планетозималів, що відповідають за складом вуглистим хондритам класу СI⁶, що містять до 15-20% летких компонентів, у тому числі воду, тоді цілком задовільно вирішується питання про утворення гідросфери Землі: до значних обсягів води, що виділились на першому етапі у вигляді пари з подальшою конденсацією, приєднується вода, що не встигла виділитися, похована в надрах Землі у складі метеоритного і, можливо, кометного матеріалу. Цей вихідний матеріал містив і помітну кількість органічних сполук: молекул зі зв’язками вуглець-водень, вуглець-азот, азот-водень, метан, окис вуглецю, аміак, воду.

Встановлення стародавнього віку Землі (4,56 млрд р.), як і віку 1-го та 2-го етапів, висунуло на перший план проблему її теплової еволюції, відому як «дилема Кельвіна»: «Яким був початковий термальний стан Землі та якими були переважаючі механізми її тепловтрат для того, щоб отримати відомі характеристики її сучасного теплового стану? »( Щипанский, 2006). Спроби вирішення цієї дилеми зіштовхуються з двома можливими варіантами теплової еволюції. Перший варіант – це тепловий колапс планети, що неминуче віртуально настає в геологічному минулому і причому неподалік від часу завершення акреції, тобто після рубежу 4,45 млрд років, але не пізніше 4,35 млрд р. Одним із шляхів подолання даного протиріччя вважається можливість існування в глибоких горизонтах мантії ізольованого від конвективного впливу шару, збагаченого радіоактивними компонентами. Кандидатом на цей шар пропонуються (Щипанский, 2006): 1) континентальна кора, яка була повністю повторно перероблена (рециклована); 2) коматіїтова⁷ чи базальт-коматіїтовая кора, яка була також цілком субдукована й похована в мантії; 3) базальтова кора. Нам видається, що перший кандидат є кращим, оскільки дані з порівняльної планетології (по Місяцю, Марсу і Меркурію) цілком допускають існування в ранній історії Землі більш «кислої кори», особливо якщо врахувати ранню появу на Землі гідросфери, що забезпечує участь води в формуванні земної кори (Сиротин, 2009; Valley et al., 2002).

Інший варіант теплової еволюції припускає, навпаки, перегрів Землі, що приводить до термічних катаклізмів, які регулярно, наприклад, повторювалися в історії Венери (New the solar System, 1999). На щастя для Землі (а точніше сказати, для нас, землян) теплова еволюція йде по третьому «земному» варіанту, в якому «передбачено» скидання надлишків тепла через механізми тектоніки літосферних плит у зонах спредінгу, субдукції тощо). Але чи працювали ці механізми в археї й тим більше в доархеї?

Але перш ніж відповісти на це питання, слід детальніше розглянути існуючі уявлення про будову та склад первинної земної кори.

Наша планета, маючи значно більшу масу і об’єм, ніж Марс, Меркурій і тим більше Місяць, розігрівала свої надра і поверхню значно енергійніше, ніж ці планети. Чим менше відношення площі планети до маси (об’єму), тим інтенсивніше розігрівається планета, за цим відношенням із Землею може змагатися тільки Венера. Є вагомі підстави вважати, що на Землі до рубежу 4,45 млрд р. вже відбулася більш глибока, ніж на Місяці, диференціація мантії з утворенням первинної кори, з більш високим вмістом лугів (Na₂O + K₂O) і кремнезему (до 50%) і більш низьким вмістом СаО і MgO, тобто це були більш кислі породи від анортозитів-базальтів і андезитів, аж до порід, що відповідають ТТГ-асоціації (тоналіт-тронд’єміт-гранодіоритовій). За А.А. Маракушевим (Щипанский, 2006), первинне розшарування планет призвело до утворення багатих на залізо ядер планет, склад яких відповідає залізним метеоритам і палласитам⁸, і силікатним оболонкам планет, представлених ультраосновною мантією, що відповідає за складом ахондритам-уреїлітам, і земною корою , яка була теж розшарована і відповідала в нижній частині діогенітам, а у верхній – евкритам; останні за складом майже не відрізняються від неморських місячних базальтів з низьким вмістом KREEP-компонентів.

Модель розшарування Землі на оболонки А.А. Маракушева не суперечить даним порівняльної планетології. Однак за механізмом і часом утворення, а також за складом кори вона потребує деякого коригування. По-перше, розшарування планети пов’язане, швидше за все, з інтервалом 4,45-4,35 млрд р.; по-друге, первинна кора зазнавала бомбардування астероїдно-метеоритними і кометними тілами з розмірами понад 1,0 км (дрібні тіла не досягали земної поверхні через щільну атмосферу); по-третє, швидше за все, первинна кора не була однорідною, зокрема, в ній були «плями», збагачені лугами, кремнеземом і некогерентними елементами⁹ (за аналогією з місячної KREEP-асоціацією та венеріанськими шошонітами). Утворення первинної земної кори відбувалося одночасно з формуванням атмосфери і гідросфери (спочатку у вигляді пари), які разом утворюють єдиний гетерофазних чохол (Очерки …, 1981) – систему зовнішніх оболонок, пов’язаних єдністю походження і постійною взаємодією. Так завершився другий етап в ранній історії Землі. За А.В. Витязевим (Витязев, 1990), на цій стадії між орбітами Венери і Марса ще існував рій тіл з масою 10^-2 від маси Землі (це трохи менше маси Місяця), а розміри найбільших з них могли перевищувати перші кілометри.

Найбільш, мабуть, спірним і не до кінця дозволеним питанням ранньої історії Землі є утворення протосиалічної оболонки, тобто континентального типу земної кори. Механізм утворення може бути зрозумілий частково шляхом з’ясування природи «сірих гнейсів» і так званої ТТГ-асоціації. Д.М. Шоу (Шоу, 1980) пропонує модель первинного складу доархейскої кори за участю гранітної компоненти. Цю модель можна назвати моделлю одночасно-послідовного утворення земної кори: «одночасного» в тому сенсі, що в корі при кристалізації відразу з’являються острівці, ділянки сиалічної кори; «послідовного» в тому сенсі, що вся подальша еволюція кори призводить до посилення ролі та остаточного становлення кори континентального типу. Схема формування протокори, на думку цього автора, виглядає таким чином: Земля утворилася в результаті гомогенної акреції. Отже, небулярная конденсація передувала поділу Землі на оболонки (ядро, мантія, протокора, протоатмосфера), при цьому відбулося вивільнення великої кількості тепла. Значна частина рідкісних газів вивільняється, а U, Th і рідкоземельні елементи значною мірою переміщуються в поверхневу зону. В значній мірі розплавлена мантія поступово кристалізується в напрямку вгору в процесі кондуктивного, адвективного і конвективного охолодження з концентрацією літофільних елементів у приповерхневому базальтовому шарі. Модель припускає утворення «анортозитового накипу»: швидке охолодження поверхні за рахунок випромінювання сповільнилося, а при її застиганні кристалізувалися мінерали що погано проводять тепло, головним чином, олівін, піроксен і плагіоклаз; важчі перші два мінерали занурювалися, несучи з собою і частину плагіоклазу. Під твердою кіркою «накипу» потужністю в 1-2 км, що вкривала в ході остигання, можливо, всю Землю, розташовувався шар базальтової магми потужністю до 50 км, яка, в свою чергу, перекривала габроїдний шар, в нижній частині містить блоки перидотиту. Д. М. Шоу підкреслює (Шоу, 1980), що можна припустити варіант моделі з відсутністю анортозитового «накипу» (у випадку якщо піроксен і олівін при зануренні захоплювали значну кількість анортиту). Але і в цьому випадку залишкова базальтова магма при охолодженні повинна зазнати диференціації, створюючи «гранітний» шар потужністю в декілька кілометрів і з масою 1,89 × 1025. За відсутності океанів він міг вкривати всю поверхню Землі. У цьому варіанті габроїдний шар переходить в еклогіт, що містить перидотитові блоки, винесені з нижньої мантії. Одночасно відбулося утворення щільної атмосфери.

За даними Р. Гаррелса і Ф. Маккензі (1974) первинна атмосфера ранньої Землі була дуже щільною: при температурі поверхні близько 600°С вона мала тиск парів води близько 300 атм. (Що випливає з маси води в сучасних океанах). Автори не відносять цей склад до конкретного часового інтервалу, їхні дані можна вважати орієнтовними. Вони, наприклад, не враховують, що карбонатні породи внаслідок «вуглекислого дихання» могли у великих обсягах зникати з розрізів архею і раннього протерозою. Але що очевидно у даних авторів – це висока щільність первинної атмосфери, яку слід відносити до першого етапу. Після утворення гідросфери і масової дисипації водню, що виникає, серед іншого, й через окислення метану й аміаку, щільність атмосфери повинна була знизитися в 15-20 разів і, мабуть, мало відрізнялася від сучасної. В умовах теплої Землі така атмосфера не могла бути стабільною. За рахунок підвищеного теплового потоку вулканізму, ультрафіолетового випромінювання грозових розрядів, початкові зв’язки вуглець-водень (у метані, аміаку), азот-водень (в ціанистих сполуках) розривалися, вивільнявся азот і водень, і останній як найлегший елемент назавжди залишав атмосферу Землі. За рахунок фотодисоціації Н₂О і СО з’являвся атомарний кисень, але він не накопичувався, оскільки миттєво витрачався на окислення метану, аміаку, оксиду вуглецю, в результаті в атмосфері поступово накопичувався азот і вуглекислий газ. Атмосфера залишалася відновною. За результатами вивчення порід поверхні Місяця (вік КRЕЕР-асоціації) на Землі завершення кристалізації магматичних систем, пов’язаних з утворенням ядра, мантії та її частковим розплавленням і диференціацією, відбулося не пізніше 4,35 млрд р.т.

Детальний розгляд моделі Д. М. Шоу не означає, що вона найбільш адекватно малює картину ранньої історії Землі. Навпаки, ми вважаємо, що до неї можна вносити суттєві корективи, наприклад, «гранітний» шар, швидше за все, міг бути не суцільним, а острівним і мати «діоритовий», «андезитовий» (враховуючи останні відкриття на Марсі) і навіть «андезито-базальтовий» або «ендербітовий»склад. Звернення до цієї моделі пов’язане виключно з методологічним підходом до створення моделей ранньої історії Землі: вони повинні будуватися «знизу вгору» (тобто від межі 4,56 млрд р.), спираючись на дані порівняльної планетології; та одночасно «згори вниз» (тобто від межі 3,8 млрд р.), спираючись на найдавніші земні документи ранньої історії Землі. Такий підхід гарантує подолання синдрому «земного шовінізму».

Слід спеціально підкреслити, що намічені два етапи (4,55-4,45 і 4,45-4,35 млрд р.) в ранній історії Землі заклали індивідуальність планети. Але лише перший етап (до утворення води в рідкій фазі) доцільно іменувати планетним – догеологічним, маючи на увазі, що ще не існує звичної для нас взаємодії ендогенних і екзогенних процесів. На цьому етапі можна говорити про взаємодію ендогенних і екзогенних процесів, оскільки інтенсивність і спосіб надходження речовини (які можна розглядати як екзогенний фактор) викликали відповідну реакцію – розігрів зростаючої планети, її часткове плавлення і диференціацію (ендогенні процеси), з кінця цього етапу екзогенний фактор (зростання маси планети) перестає бути вирішальним і одночасно відбувається «передача естафети» власне земним екзогенним процесам у зв’язку з виділенням основної маси води з надр планети (Бернал, 1969; Сиротин, Жабин, 2007). Д.М. Шоу (1980) цю ранню історію Землі, що включає її акрецію, утворення ядра, розплавлення мантії та утворення первинної кори, пропонує називати доархейською ерою (приблизно до рубежу 4,35 млрд р.т.).

Етап 3-й: 4,35-4,20 млрд р. – етап включення зародкових механізмів тектоніки літосферних плит. Для етапу характерно дворівневе перемішування речовини: з одного боку, поява «гарячих глибинних точок» з підйомом речовини від межі «ядро - мантія», з іншого боку, з’являється дрібнокоміркова надастеносферна диференціація з появою зон спредінгу і зародкових зон субдукції.

Такий погляд на історію цього етапу не єдиний. Так, прихильники постійного рівномірного (хоча і дещо спадаючого) надходження речовини метеоритів припускають, що цей етап не був спокійним і що за цей час могло надійти метеоритний-кометної речовини, порівнянної за кількістю навіть з масою земної кори, і що саме ця речовина значно поповнила масу летючих речовин на Землі (вода, органічні сполуки, гази) і стала причиною льоду біля полюсів Місяця і Меркурія. Однак дані по планетам земної групи (крім, можливо, Венери) суперечать такому висновку. Відбулося формування вторинної земної кори.

Етап 4-й: 4,20-3,80 млрд р. – етап інтенсивного астероїдно-метеоритного бомбардування. Вікові рамки етапу визначені за аналогією з «місячною стратиграфією»: 4,20 млрд р. – вік стародавнього ударного басейну Нектаріс; 3,80 млрд р. – вік наймолодших ударних басейнів і кратерів Місяця, басейну Калоріс на Меркурії. Слід взяти до уваги, що «важке бомбардування» здійснювалося вже в умовах сформованого загальнопланетарного чохла, що включає, серед іншого, сиалічну оболонку, первинну масу осадових порід, а можливо, і зародки біосфери. Відбулося формування третинної земної кори. Земля – це єдина планета, в ранній історії якої сформувалися океани, літогенез, зародки тектоніки літосферних плит і, можливо, життя. Є всі підстави вважати, що всі ці найважливіші атрибути Землі тісно взаємопов’язані в її історії. Д.М. Шоу (1980) пропонує називати ці два етапи (3-й і 4-й) протоархейською ерою.

Слід зазначити, що протоархейска ера була найбільш «темною», оскільки вона дуже слабко висвітлена даними порівняльної планетології (ні Місяць, ні Меркурій, ні Венера ніяк не зафіксували цю стадію), і лише Марс може в значній мірі конкретизувати цю стадію, враховуючи існування марсіанської гідросфери в доархейський час. У зв’язку з цим планетні геологи покладають великі надії на експедиції на Марс зі спусковий марсоходами. Тим не менш, можна стверджувати, що протягом цього етапу відбулося формування третинної земної кори (Сиротин, 2009; New the solar System, 1999). Тектонічний стиль її мало відрізнявся від сучасного. Це випливає з глибокого аналізу (Щипанский, 2006) співвідношення субдукційних і мантійно-плюмових процесів в геодинаміці архейських зеленокам’яних поясів. Було встановлено, що формування архейських бонінітових серій відбувалося в режимах інтраокеанічних зон конвергенції при активному впливі на субдукційні процеси мантійно-плюмових похідних – океанічних плато і гарячих точок; умови формування вперше виділених бонінітових серій протягом усього архею мало відрізнялися від фанерозойських Це свідчить про те, що ступінь вікового охолодження верхніх горизонтів мантії впродовж всієї її геологічної історії не перевищувала 30°С / млрд р. Однак проста констатація цього факту є недостатньою і потребує більш глибокого розгляду теплової історії та геодинаміки раннього докембрію на основі аналізу історії архейських грануліт-зеленокам’яних областей.