Архейська історія Землі (до проблеми геодинаміки архею)

Прийнято вважати, що геодинаміка архею повинна помітно відрізнятися від геодинаміки наступних еонів: раннього і пізнього протерозою, фанерозою. Причина відмінності – високий тепловий потік ранньої Землі, що визначало стиль архейських геодинамічних процесів. Тому важливо також порівняти геодинаміку архею, отриману на основі конкретних геологічних факторів, з геодинамікою доархею, що базувалась, головним чином, на даних порівняльної планетології. В основу характеристики геодинаміки архею, наведеній нижче, покладені праці А. А. Щіпанского з співавторами (Щипанский, 2006).

Тепловий потік ранньої Землі і проблема стабілізації архейської літосфери

Відкриття радіоактивного розпаду в 1902 р. дозволило визначити вік Землі. Спочатку після відкриття радіоактивний розпад став розглядатися як головне енергетичне паливо Землі. Однак незабаром виявилося протиріччя між високими значеннями теплового потоку в океанічних областях Землі, зокрема, в серединно-океанічних хребтах (СОХ), і надзвичайно низькими вмістами радіоактивних елементів у базальтах океанів. Число Юрі (відношення глобальної радіогенної теплогенерації до загального теплового потоку Землі) виявилося ≤ 0,16 (на основі аналізу теплового потоку в СОХ), але зростає до 0,5 (на основі апроксимації середніх змістів радіоактивних елементів у Землі). До проблеми існування всередині мантії збагаченого радіоактивними елементами резервуару додалася проблема пояснення факту ранньої ізотопної деплетаціі верхньої мантії (Sm-Nd, Lu-Hf, Rb-Sr). Якою б не була первинна земна кора (сиалічною, базальтовою, коматіїтовою), низькі співвідношення зазначених ізотопів вимагають припущення її рециклінгу з похованням в глибоких горизонтах мантії в археї, а можливо, і в доархеї (гадеї).

Допущення існування в мантії збагаченого геохімічного резервуара не достатньо для адекватного пояснення сучасного теплового стану Землі. Так з’являється необхідність підключення для пояснення сучасного теплового балансу Землі термальною конвекції, за допомогою якої можна максимально ефективно використовувати все внутрішнє тепло Землі. Тільки до теперішнього часу стало можливим задовільне рішення «дилеми Кельвіна», і вона дозволяє досягти для віку 3,8-4,0 млрд р. прийнятних температур, при цьому доводиться ускладнювати моделі з введенням в параметризацію конвекції нелінійних залежностей в’язкості мантії від температури, глибини, тиску і різноспрямованої дії різних механізмів кондуктивної теплопровідності (Щипанский, 2006). Рішення «дилеми Кельвіна» змушує використовувати механізми плейт-тектоніки з високими значеннями чисел Релея конвектуючою мантії з балансуючою системою (дисипацією) теплової енергії в субдукційних зонах. В іншому випадку в мантії неминуче повинна виникати застійна конвекція з наростанням конвективних тепловтрат і, як наслідок, виникнення магматичного океану. Чим раніше встановлюється режим інтенсивної конвекції мантії, супроводжуваний процесами її хімічної диференціації з утворенням пограничного термального шару (літосфери), тим раніше повинен відбутися і перехід від розплавленого стану верхніх оболонок Землі (в доархеї) до їх твердого стану (в археї) (Щипанский, 2006). Однак дані порівняльної планетології (Сиротин, 2009) дозволяють віднести цей перехід у «глибину» доархею, аж до рубежу 4,35 млрд р. З такого методологічного підходу до вирішення дилеми Кельвіна випливає, що температура вікового охолодження Землі не могла перевищувати 80°С/млрд р.

Отже, середня температура архейської мантії була не більше ніж на 200-250°С вище середньої температури сучасної мантії (Щипанский, 2006). Ці дані можуть слугувати орієнтиром для встановлення температури мантії до кінця другого етапу, тобто до рубежу 4,35 млрд р. Цілком можливо, що температура могла досягати 300-350°С, оскільки широка поширеність коматіїтів¹⁰ в археї може служити аргументом дещо перегрітого стану мантії. Однак існує досить багато геологічних фактів, що свідчать про те, що термальна структура і потужність архейської літосфери значимо не відрізнялися від сучасних (Щипанский, 2006). Дані з реконструкції геохімічних градієнтів гранулітових областей і архейського віку алмазів з кімберлітових трубок доводять, що вже до середини архею існували області з холодною літосферою, що відповідає полю стабільності алмазів, причому надалі вона не піддавалася конвекції, принаймні, з 3,0 млрд р. Дані порівняльної планетології дозволяють вважати, що плавучі «плями сиалю», не беруть участь у конвекції, з’явилися значно раніше, швидше за все, з рубежу 4,35 млрд р. Саме вищі температури, викликають більш інтенсивне плавлення мантії, призводили до виникнення менш щільної і стабільної літосфери, стійкої до конвективної пертурбації. Найважливішим наслідком для геодинаміки архею і пізнього гадею (4,35-3,80 млрд р.) є формування океанічної кори підвищеної потужності – до 20 км проти 6-8 км сучасної океанічної кори (Щипанский, 2006).

Океанічна кора в археї

Доказом гарячої архейської мантії є широкий прояв коматіїтового вулканізму (t ≥ 1600 ° С). Проте більш високі температури мантії (до 1700°С) малоймовірні, оскільки вони повинні блокуватися буферизацією через повне плавлення перидотиту при адіабатичній декомпресії, що призвело б до масового виливу коматіїтових лав, в цьому випадку вони становили б весь обсяг зеленокаменних поясів. Тому більшість дослідників зеленокам’яних поясів схиляються до моделі плюмового походження коматіїтів, що дозволяє оцінювати температуру архейської мантії всього на 100°С вище сучасної. Вона починала плавитися на глибині близько 92 км, продукуючи океанічну кору потужністю близько 20 км (Щипанский, 2006). Підтверджується, що швидкість охолодження верхньої мантії повинна становити близько 30°С/млрд р. Екстраполюючи криву зміни температури мантії від сучасного стану до раннього архею, коли ці значення могли досягати 1500°С, можна прийти до важливого висновку – процеси часткового плавлення архейської мантії при її адіабатичній декомпресії повинні протікати аналогічно до того, як це відбувається при формуванні сучасних океанічних плато, і, отже, останні є найбільш придатними моделями будови архейської океанічної кори потужністю близько 20 км.

Як модель будови океанічної архейської кори А.А. Щіпанскій (Щипанский, 2006) пропонує розглядати глибинну будову Ісландії, в якому чітко виділяються два шари – верхня і нижня кора. Верхня кора за швидкісними характеристиками зіставляється з шаром 2 океанічної кори, перевищуючи потужність останньої вдвічі. За аналогією з Ісландією можна вважати, що верхня частина архейської океанічної кори повинна складатися толеїтамі Е- або Т-типу MORB з певною кількістю пікритів або коматіїтових базальтів, що свідчить про високотемпературну мантію. Значно меншу частину обсягу лавового комплексу повинні складати вулканіти середньокислого складу, які утворяться при фракційній диференціації основних розплавів або за рахунок часткового плавлення амфіболів нижньої кори, яка насичена габровими або габро-перидотитовими сілами і розшарованими дайковими роями. Перехід до нижньої кори фіксується за різким стрибком поздовжніх сейсмічних хвиль з 6,5 до 7,1 км/с, що припускає зміну хімічного складу кори – переважання габро-перидотитових порід. До основи нижньої кори швидкість поздовжніх хвиль зростає до 7,5-7,9 км/с, що знаходиться в різкому контрасті з даними по швидкісній структурі базальних горизонтів океанічних басейнів (6,7-6,8 км/с). Найбільш логічним поясненням високих швидкостей в нижній корі Ісландії є присутність значної кількості олівіну. При низьких ступенях плавлення перидотиту на глибинах ≥ 70 км генерується високомагнезіальна магма (MgO ≈ 15-18 ваг.%) пікритового складу з більшим вмістом олівіну, ніж у спостережуваних на поверхні толеїтових лавах (з вмістом MgO ≈ 6-8 ваг.%). Отже, первинні розплави повинні зазнавати сильної фракційної диференціації з раннім відсіданням олівіну і накопиченням в залишковому розплаві плагіоклазу. Нижня кора Ісландії потужністю ≥ 15 км є, швидше за все, реститовою сумішшю габроідно-амфіболітового і дунітового складу, що найбільш вдало відповідає високошвидкісним характеристикам сучасних океанічних плато (Щипанский, 2006).

Багато авторів інтерпретують мафіт-ультрамафітові розрізи зеленокам’яних поясів як можливі аналоги офіолітової асоціації (Щипанский, 2006). Найдавніші офіолітової комплекси є палео-протерозойськими (комплекси Йормуа у Фінляндії, Пуртунік в Канаді, Джеймстаунський в основі Барбертонського поясу в Південній Африці, Донгвезі в орогенному поясі Північно-Китайського кратону). Всі вони свідчать про те, що механізми виведення офіолітів на поверхню істотно не відрізнялися від того що відбувалося в більш молоді геологічні епохи. Крім того, вони вказують, що процеси спредінгу і плавлення сублітосферної мантії відбувалися вже в археї в надсубдукційній обстановці, що в археї вже існували жорсткі океанічні плити, і що фрагментовані офіолітові комплекси можуть бути виявлені у всіх зеленокам’яних поясах архею Циркумпацифіки. Вони також підтверджують, що потужність доархейської, архейської та палеопротерозойської океанічної кори була в кілька разів більше потужності сучасної океанічної кори, а в її утворенні брали участь як субдукційні, так і мантійно-плюмові процеси (Щипанский, 2006).

Докази субдукції в археї (і доархеї?)

Більш висока температура архейської мантії породжує ідеї про особливі умови формування континентальної кори і підвищеної плавучості океанічної кори, що перешкоджає реалізації субдукції. Проте такий висновок виявляється занадто поверхневим, що не враховує деякі кількісні характеристики архейської океанічної кори. Крім того, відомі обширні сегменти океанічної літосфери молодого віку (менше 22 млрд р.) і потужністю ≥ 7,0 км, які субдукують. Чисельні (розрахункові) моделі субдукції при різних потенційних температурах мантії показують, що до температури 1525°С і при потужності океанічної кори менше 22 км субдукція виявляється стійко можливою. Однак подальше підвищення температури до 1600°С, а потужності кори до 30 км блокують субдукцію (Щипанский, 2006). Для доказу субдукції океанічних архейських плато можна міркувати від протилежного, тобто припустити, що плато сформувались лише в результаті плюм-тектоніки, в цьому випадку повинен утворитися потужний шар базит-ультрабазитового матеріалу; мабуть, єдиним виходом з такого результату цієї моделі стала б його трансформація в умовах формування континентальної кори, тобто сам цей шар повинен стати джерелом для формування тональ-трондьєміт-гранодіоритових (ТТГ) серій, які, як відомо, складають основний обсяг архейської континентальної кори. Наявні дані геохімічних і петрологічних досліджень архейських ТТГ-асоціацій дозволяють припускати їх утворення при частковому плавленні нижньокорових частин потужних (> 30-50 км) мафітових будівель типу океанічних плато, в основі яких передбачається трансформація амфіболіту в еклогіт. Експериментальні роботи (Щипанский, 2006) пов’язують утворення ТТГ-серій з частковим плавленням метаморфізованих базитів в широкому діапазоні тиску (8-32 кбар) і при температурах від 800 до 1100°С, а саме ці параметри є найбільш придатними для зон субдукції океанічних плит з високим геотермічних градієнтом. Таким чином, не виключається можливість їх утворення за рахунок плавлення безпосередньо нижніх частин потовщеної архейської океанічної кори потужністю ≥ 30 км. Така модель утворення ТТГ-асоціацій є цілком вірогідною. Як приклад вказуються архейські блоки Середнього Придністров’я, Українського щита, кратон Пілбара в Західній Австралії, Онолотський зеленокам’яний пояс одного з блоків Сибірського кратону. До цього переліку слід додати «сірогнейсові комплекси» раннього докембрію північного сходу Балтійського щита, розглянуті в роботі (Минц, 1966). Однак якщо визнати цю модель освіти ТТГ-асоціацій дійсною, то залишаються проблеми глобальної плюмової тектоніки архею, оскільки при цьому виникають нові проблеми, пов’язані, наприклад, з флюїдною водною масою, так необхідною для генерації значних обсягів кислих розплавів. Тому автори (Щипанский, 2006) схиляються до висновку, що більшість океанічних плато і гарячих точок в геологічній історії Землі були субдуковані та рецикловані в мантії. В іншому випадку якби океанічні плато були б не субдукованими, то вони повністю заповнили б океанічні простори приблизно за приблизно за 650 млн р. Таким чином, автори роблять висновок, що існує набагато більше аргументів за субдукцію в археї, і в цій моделі утворення ТТГ-асоціацій пов’язується з частковим плавленням недегідратованої океанічної кори, а не мантійного клину, як це вважається, для сучасних субдукційних обстановок (Щипанский, 2006). Процес трансформації базальту в еклогіт розглядається як головний, що забезпечує субдукцію океанічної плити (Щипанский, 2006): в процесі занурення до певного інтервалу глибини відбувається різке збільшення щільності на 600 кг/м³, метаморфічні реакції базальт-еклогітового переходу відбуваються або шляхом формування лавсонітових еклогітів (холодна трансформація), або амфіболових еклогітів (гаряча трансформація). Для архейських геодинамічних обстановок з більш високим геотермічним градієнтом ця трансформація відбувається шляхом формування амфіболових і амфібол-цоізітових еклогітів, причому ця більш «гаряча» трансформація пов’язана із зонами пологої субдукції, а «холодна» післяархейська глаукофан-лавсонітовая трансформація пов’язана із зонами крутої субдукції океанічних плит. Така спеціалізація цілком пояснює відсутність голубосланцевого метаморфізму в археї (Щипанский, 2006). Слід також зазначити, що архейська «полога субдукція» виробляла нову континентальну кору, океанічна плита повністю дезінтегрувалась на глибинах менше 200 км; післяархейська «крута» субдукція зародилася внаслідок поступового охолодження Землі, в результаті відбулося потоншення океанічної кори і збільшення крутизни занурюючогося сляба, який доходив до межі «ядро – мантія» (з тривалою зупинкою на глибині 670 км). Так остаточно сформувалася спадна гілка циклу Бертрана. Модель пологої субдукції отримала суттєву аргументацію, коли з’ясувалося, що архейські ТТГ-асоціації за своїми основними петрохімічними і геохімічними показникам є аналогами адакітів – кайнозойських високоглиноземистих кислих плагіопорфірових лав.

Про мантійні плюми в археї (і доархеї)

Як відомо, розрізняють два типи мантійно-плюмових утворень: 1) власне плюми – великі регіони (і обсяги!) підняття гарячої мантії; 2) гарячі точки, над якими фіксуються асейсмічні хребти і ланцюги океанічних островів шириною до ≤ 75 км. Продукти плавлення мантійних плюмів за складом чітко відрізняються від базальтів СОХ і острівно-дужних систем. Ця відмінність зумовлена тим, що температура в головній частині плюму на 200-250°С вища, ніж температура пасивного апвелінгу верхньої мантії. Найважливіою характеристикою еволюції мантійно-плюмового магматизму є зменшення в часі (після архею) магнезіальності вулканітів. Фанерозойські плюмові вулканіти мають магнезіальність від MgO ≥ 12 ваг.% (пікрити) до MgO ≈ 22-24 ваг.% (коматіїти). Для архею типовими є вулканіти з MgO ≈ 12-18 ваг.% (коматіїтові базальти) і з MgO ≈ 18-30 ваг.% (коматіїти). Але оскільки в розрізах зеленокам’яних поясів архею коматіїти тісно асоціюють з толеїовими базальтами, то неминучий розрив у ліквідусних температурах плавлення можна пояснити тільки з позицій плавлення мантійного плюму: в центральній (осьовій) частини утворюються коматіїтові розплави, що надходять з великих глибин, а в головний, менш високотемпературної частини генеруються толеїтові розплави. Показником зв’язку коматіїтів з глибинними мантійних плюмами є високі значення співвідношення ₃He/₄He, деплетовані геохімічні характеристики, позитивні значення εNd, що також вказує на деплетований N-MORB-тип мантійного джерела (Щипанский, 2006). Дуже важливо підкреслити, що деплетований характер коматіїтового джерела підтверджує модель дуже швидкого в ході акреції або відразу після неї поділу Землі на оболонки (геосфери), коли і виник великий магматичний резервуар MORB-типу.

Післяархейські, особливо фанерозойські, вулканіти гарячих точок істотно відрізняються від архейських: вони представляють вулканіти OIB-типу, збагачені спектром високозарядних некогерентних і рідкоземельних елементів. Разом з тим, з’ясовується, що твердження про виняткову деплетацію архейських мантійно-плюмових утворень, як і про значне поширення самих коматіїтів, про їх зв’язок з нібито пануючою в археї плюмовою тектонікою, є надто перебільшеними (Щипанский, 2006): самі вулканіти в розрізах зеленокам’яних поясів складають не більше 5%, аналіз поширеності високомагнезіальних мантійно-плюмових вулканітів у геологічній історії Землі показує, що архейської історія за насиченістю коматіїтів мало відрізнялася від середньої для всієї геологічної історії. І навіть унікальна мантійно-плюмова подія біля межі 2700 млн р. має свій аналог у вигляді суперплюму альбского часу! Показово також, що архейський суперплюм пов’язаний не з раннім або середнім археєм, а з неоархеєм.