Вулканология и сейсмология, 2020, № 5, стр. 51-66

Архейская КИП

Как и на всех докембрийских щитах, главные тектонические структуры архея в восточной части Балтийского щита представлены гранит-зеленокаменными областями (ГЗО) ‒ Карельской и Мурманской и разделяющим их Кольско-Норвежским гранулитовым поясом [Ранний …, 2005; Шарков, Богатиков, 2010]. ГЗО состоят из неправильной сети преимущественно неоархейских зеленокаменных поясов (<10‒15% площади) среди плагиогранитного тоналит-трондьемит-гранодиоритового (ТТГ) матрикса (рис. 1). Зеленокаменные пояса выглядят как проторифтовые структуры, заполненные преимущественно вулканитами коматиит-базальтовой серии (табл. 1), которые произошли из деплетированного ультрамафического вещества головы крупного мантийного плюма под ГЗО.

Рис. 1.

Позднеархейская (3.0–2.7 млрд лет назад) ситуация в восточной части Балтийского щита, по [Шарков, Богатиков, 2010]. 1 – гранит-зеленокаменные области (КГЗО – Карельская гранит-зеленокаменная область и М – Мурманский блок); 2 – зеленокаменные пояса; 3 – реконструированные С.И. Рыбаковым [1987] зеленокаменные пояса в юго-восточной части Карельского кратона; 4 – Беломорский подвижный пояс (БПП): а – установлено, б – предполагается (Л – Лоттинский и Т – Терский участки); 5 – Кольско-Норвежский гранулитовый пояс (КНГП) и связанные с ним эндербиты и чарнокиты: а – установлено, б – предполагается; 6 – Кейвская структура; 7 – свекофенниды; 8 – границы: а – прослеженные, б – предполагаемые. Контуром обведена площадь, исследованная С.И. Рыбаковым.

На врезке – положение главных структурных доменов восточной части Балтийского щита в позднем архее.

Согласно [Arndt et al., 2008], коматиитовые магмы генерировались на глубинах 200‒450 км. Из этого следует, что на этих глубинах и происходило растекание и адиабатическое плавление головных частей мантийных плюмов архея; соответственно, они не достигали умеренных глубин и не могли существенно воздействовать на тектоносферу. В этом случае гранулитовые пояса маркировали участки нисходящих течений в мантии между поднимающимися плюмами (и расположенными над ними ГЗО). Никаких геологических свидетельств существования тогда тектоники плит, и ситуация может быть описана в терминах плюм-тектоники. Поскольку этот тип тектоники предполагает весьма ограниченные горизонтальные перемещения по сравнению с тектоникой плит, многие исследователи характеризуют такую ситуацию как лид-тектонику (lid tectonics: [O’Neil, Roberts, 2018]).

Палеопротерозойские КИП

Особенностью рассматриваемых палеопротерозойских КИП (Сумийско-Сариолийской и Ятулийско-Людиковийской) является то, что они развиты на одной и той же территории, часто образуя крупные совместные вулканогенно-осадочные комплексы, нижние части которых сложены образованиями раннего палеопротерозоя, а верхние – среднего. Поэтому на рис. 2 они показаны одним знаком.

Рис. 2.

Палеопротерозойские КИП Балтийского щита. 1 – среднепалеопротерозойский Свекофеннский ороген; 2 – палеопротерозойские вулканогенно-осадочные комплексы с породами Сумийско-Сариолийской КИП в основании; 3 – палеопротерозойские промежуточные подвижные пояса: Беломорский (БПП) и Терско-Лоттинский (ТЛБ) блоки; 4 – палеопротерозойский Лапландско-Умбинский гранулитовый пояс (ЛУГП) с Порьегубско-Умбинским блоком (ПУБ); 5 – архейский фундамент; 6 – раннепалеопротерозойские расслоенные мафит-ультрамафитовые расслоенные интрузивы, в том числе Бураковский (Б) и Мончегорский (М) комплексы; 7 – среднепалеопротерозойские титаноносные сиенит-габбровые расслоенные интрузивы: ГВ – Гремяха-Вырмесский и Е – Елетьозерский комплексы; 8 – среднепалеопротерозойский (1.95‒1.90 Ga) Главный Лапландский разлом (надвиг); 9 ‒ сутура каледонских надвигов.

Раннепалеопротерозойская Сумийско-Сариолийская КИП. К протерозою кора стала жесткой, что привело к формированию рифтовых структур, заполненных вулканогенно-осадочными комплексами, а также роев даек и крупных расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузивов, содержащих Cu–Ni-PGE- и Cr-минерализацию (Мончегорский, Бураковский и др.) (см. рис. 2). Таким образом, здесь представлены по крайней мере три уровня эрозионного среза КИП, начиная с лавовых покровов на поверхности и кончая крупными промежуточными магматическими очагами (расслоенными интрузивами), где происходило накопление магм, процессы их кристаллизационной дифференциации, смешения магм и т.д.

Рассматриваемая КИП занимает практически всю восточную часть щита и развивалась от 2.55 до 2.35 млрд лет назад [Шарков и др., 1997; Шарков, Богина, 2009]. Tакие же породы того жe возраста найдены в Финляндии, Шотландии, Гренландии и на Канадском щите, a также в фундаменте Восточно-Европейского кратона, т.е. первоначальные размеры этой провинции были значительными.

Магматизм Сумийско-Сариолийской КИП представлен образованиями кремнеземистой высоко-Mg (бонинитоподобной) серией (КВМС), иногда описывающимися в качестве протерозойских коматиитов и базальтов. Магмы КВМС близки по составу к фанерозойским надсубдукционным магмам, однако они формировались во внутриконтинентальной обстановке. Подобно магмам архейской коматиит-базальтовой серии, расплавы КВМС также произошли из деплетированного ультрамафического плюмового источника, но, в отличие от коматиитов, они обогащены некоторыми несовместимыми элементами, в частности, легкими редкоземельными элементами (ЛРЗЭ) (см. табл. 1, рис. 3).

Рис. 3.

Распределение РЗЭ в высоко-Mg лавах серии Ветреный Пояс (Карелия). Для сравнения штриховкой нанесено поле составов архейских коматиитов и базальтов Сумозерско-Кенозерского пояса (ЮВ Карелия), по [Puchtel et al., 1999б].

КИПы аналогичного состава и возраста и их фрагменты найдены практически на всех докембрийских щитах. Из этого следует, что появление магм КВМС было важным глобальным событием [Шарков, Богина, 2009], и такие КИПы отмечали следующую после архея стадию развития Земли.

Среднепалеопротерозойская Ятулийско-Людиковийская КИП развивалась с ~2.3 по ~1.95 млрд лет назад на той же территории, что и Сумийско-Сариолийской КИП (см. рис. 2). Как и в ней, здесь представлены образования разных уровней КИП, начиная от лавовых покровов и роев даек и кончая промежуточными магматическими очагами – крупными титаноносными сиенит-содержащими расслоенными мафит-ультрамафитовыми интрузивами (Гремяха-Вырмес на Кольском полуострове и Елетьозеро – в Карелии) [Шарков и др., 2018]. Однако состав магм этой КИП был кардинально отличен от предыдущей. Подобно фанерозойским КИП, они были близки к E-MORB и OIB и характеризовались повышенными и высокими содержаниями Fe, Ti, Cu, P, щелочей, ЛРЗЭ, Nb, Та, Zr, Ba, U, Th, Cl, F и др., которые типичны для геохимически-обогащенных плюмовых источников (см. табл. 1, рис. 4). Среди интрузивных аналогов вулканитов здесь встречены сиенит-габбровые и ультрамафит-щелочно-карбонатитовые расслоенные комплексы, типичные для фанерозойских КИП [Шарков и др., 2018, 2019]. Таким образом, Ятулийско-Людиковийская КИП является древнейшим представителем КИП фанерозойского типа.

Рис. 4.

Геохимические особенности вулканитов середины палеопротерозоя; слева – нормировано к MORB, справа – к примитивной мантии. Серое поле – базальты ятулия Центральной Карелии, светло-серое – Fe‒Ti щелочные базальты куэтсярвинской свиты, Печенгская структура, Кольский полуостров.

Tакие же кардинальные изменения в характере магматизма практически синхронно произошли в середине палеопротерозоя и на всех других докембрийских щитах, [Шарков, Богина, 2009], т.е. эти перемены происходили в глобальном масштабе. С того времени состав магматитов КИПов практически не менялся.

Maнтийные ксенолиты в базальтах как образцы вещества мантийных плюмов

Что мы реально знаем о составе термохимических мантийных плюмов? Очень важная информация об этом содержится в мантийных ксенолитах во внутриплитных (связанных с плюмами) базальтах. Эти ксенолиты аналогичны по составу во всем мире, на континентах и в океанах, и, по-видимому, представляют собой фрагменты верхних охлажденных краев головных частей мантийных плюмов над зонами их адиабатического плавления (рис. 5) [Sharkov et al., 2017; Шарков, Богатиков, 2019].

Рис. 5.

Схема строения магматической системы, связанной с адиабатическим плавлением головной части мантийного плюма (а – инициальная стадия, б – зрелая стадия развития), по [Sharkov et al., 2017].

Как и следует из теории термохимических плюмов, среди этих ксенолитов установлены два типа материала: 1) зеленые шпинелевые перидотиты (обычно лерцолиты), представляющие мантийный матрикс, и 2) жилы пород “черной серии”, которые образованы Al‒Ti авгитом, керсутитом, флогопитом и т.д. [Магматические …, 1988; Pearson et al., 2014; Sharkov et al., 2017 и др.] (рис. 6). Породы этой серии произошли из расплавов/флюидов, появившихся в результате инкогруэнтного плавления перидотитов верхнего охлажденного крaя плюма под влиянием флюидов, ранее содержавшихся в веществе плюма и высвободившихся в результате декомпрессии. По-видимому, это и есть “ядерные” флюиды – вторая главная составляющая мантийных термохимических плюмов.

Рис. 6.

Содержания редкоземельных элементов в шпинелевых лерцолитах, образованиях “черной серии” и базальтах-хозяевах. а – мантийный ксенолит из базальта (зеленый шпинелевый лерцолит с жилой “черной серии” справа), фото Х. Даунс (H. Downes), б – содержания РЗЭ в обоих типах плюмового веществах, а также в ксенолит-содержащих базальтах.

Судя по находимым в породах “зеленой серии” зародышам плавления (“расплавным пакетам” (“melt-pockets”)), cостав этих флюидов везде был примерно одинаков и был представлен двумя главными разновидностями: 1) легкоподвижным карбонатитовым флюидом, обогащенным LREE, Na, Th, U и деплетированным Si, Ti, Zr, Hf, etc., и 2) силикатно-водным флюидом/расплавом, обогащенным Ti, Fe, Ba, P, K, Zr, Nb, Та и др. [Ionov et al., 1996; Downes, 2001; Ma et al., 2015; Ryabchikov et al., 2010 и др.]. Оба типа флюидов могут присутствовать в конкретных мантийных плюмах в разных количествах, приводя к появлению таких бимодальных ассоциаций в КИП, как трахит-базальтовые (сиенит-габбровые) при преобладании богатых Fe и Ti силикатно-водных флюидов [Шарков и др., 2018] или щелочно-карбонатитовые – при преобладании карбонатитовых флюидов [Шарков и др., 2019].

Из всех этих данных следует, что вещество термохимических мантийных плюмов действительно состоит из двух независимых компонентов – вещества мантии и “ядерных” флюидов. При этом геохимические данные свидетельствуют о том, что несовместимые элементы содержатся, главным образом, в продуктах позднего инконгруэнтного плавления головных частей мантийных плюмов под влиянием этих флюидов (см. рис. 6б).

Эволюция тектономагматических процессов в истории Земли

Естественно, что кардинальные изменения в составе мантийных плюмов не могли не сказаться и на внешних оболочках Земли. Еще в середине прошлого века Г. Штилле [1964] обратил внимание на то, что геологическую историю Земли можно подразделить на две крупных, примерно равных по длительности части: Протогей и Неогей, различающиеся по характеру геологических процессов. Более полувека спустя О.А. Богатиков с коллегами вернулись к проблеме эволюции тектономагматических процессов, уточнили эту схему и показали, что такой перелом действительно имел место, и он произошел в середине палеопротерозоя [Богатиков и др., 2010; Шарков, Богатиков, 2010] (рис. 7).

Рис. 7.

Эволюция главных типов тектономагматических процессов в истории Земли, по [Шарков, Богатиков, 2010] с уточнениями.

Из-за присутствия “ядерных” флюидов, разуплотнявших материал, мантийные плюмы могли достигать уже умеренных глубин и растекание их головных частей вело к активному взаимодействию с древней литосферой, к появлению в ней разрывов, зон океанического спрединга, субдукции и т.д., т.е. к плейт-тектонике. Об этом свидетельствует появление первых орогенов фанерозойского типа, таких как Свекофеннский на Балтийском щите (см. рис. 1, 2), Транс-Гудзонский и др. – на Канадском и т.д. [Хаин, Божко, 1988], а также первых достоверных свидетельств существования океанической коры (офиолиты Йормуа, Финляндия, с возрастом 1.95 млрд лет [Peltonen et al., 1996]). По-видимому, именно тогда же процессы океанического спрединга п привели к формированию крупных депрессий с базальтовой корой, заполненных водой (океанов). Это, согласно законам изостазии [Теркот, Шуберт, 1985], должно было привести к появлению глобальной дихотомии рельефа твердой Земли с поднятыми блоками более легкой древней литосферы с корой континентального типа (материками) и разделяющими их более молодыми депрессиями с корой океанического типа, свидетельствуя о независимом происхождении этих типов земной коры. Такое же строение глобального рельефа с поднятыми блоками древней коры и разделяющими их более молодыми обширными депрессиями с базальтовой корой характерно для Венеры и Марса, а также Луны, что может свидетельствовать об общем сценарии развития земных планет [Sharkov, Bogatikov, 2009].

Эволюция внутренних процессов в глубинах Земли

Таким образом, согласно имеющимся данным, раннедокембрийские КИП характеризовались высоко-Mg магмами, происшедшими из деплетированного насыщенного кремнеземом плюмового ультрамафического материала практически без добавки “ядерных” флюидов, т.е. их источники выглядели как термальные мантийные плюмы. Только небольшое обогащение магм ЛРЗЭ, возможно, связанное с контаминацией мафит-ультрамафитовыми расплавами сиалической коры, отмечается в раннепалеопротерозойских КВМС. В целом, из-за отсутствия “ядерной” добавки, особенно таких компонентов водно-силикатных расплавов/флюидов как Fe, Ti, Nb, Ta и щелочи, состав мантийных магм раннедокембрийских КИП на классификационных диаграммах часто близок к фанерозойским надсубдукционным расплавам. Это хорошо видно на рис. 8, где составы вулканитов, связанных с мантийными термохимическими плюмами, четко отделяются от состава вулканитов, связанных с мантийными термальными плюмами раннего докембрия.

Рис. 8.

Диаграмма Nb/Y‒Zr/Y для архейских и палеопротерозойских базальтов Балтийского щита. Поля вулканитов различных современных тектонических обстановок, по [Condie, 2005]. Дискриминантная линия отделяет базальты архея и раннего палеопротерозоя от базальтов среднего палеопротерозоя. Аббревиатуры: РМ – примитивная мантия, DM – малоглубинная деплетированная мантия; HIMU – высоко - mu (U/Pb) источник; EM1 и EM2 – обогащенные мантийные источники; ARC – островодужные базальты; NMORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов; OPB – океанические платобаальты; OIB – базальты океанических островов.

Необратимый переход к современному типу КИП, связанный с появлением термохимических мантийных плюмов, начался ~2.3 млрд лет назад и характеризовался уже геохимически-обогащенными базальтами и пикритами (см. выше). Сам переход осуществлялся через этап сосуществования термических и термохимических плюмов, причем последняя КИП, образованная КВМС (Бушвельдская в Южной Африке), формировалась 2061 ± 2 млн лет назад [Buchanan et al., 1999]. Иными словами, согласно геологическим данным, этот переход продолжался около 300 млн лет [Шарков, Богина, 2009]. Более того, установившийся с тех пор характер тектономагматических процессов существует уже около 2.3 млрд лет, т.е. это не было случайным событием, а было обусловлено особенностями формирования и внутреннего развития нашей планеты.

Из приведенных материалов следует, что спустя примерно 2.3 млрд лет после аккреции Земли (4.54 млрд лет назад [Age …, 1997]), в тектономагматические процессы стало вовлекаться новое, геохимически обогащенное вещество, ранее практически в них не участвовавшее. Где хранилось это вещество, и как оно было активировано? Скорее всего, такое вещество могло сохраниться нетронутым столь длительное время только в первичном железном ядре Земли, а вовлечь его в геологические процессы можно было только путем плавления этого ядра [Шарков, Богатиков, 2010].

Соответственно, геологически установленная последовательность событий могла возникнуть только при комбинации двух независимых факторов.

1) Земля изначально была гетерогенной; по-видимому, она произошла из первичного газово-пылевого облака (Солнечной небулы) в две стадии: (i) образование вначале первичного существенно железного ядра (возможно, из-за магнитных свойств пылевых железных частичек с налипшими на них пылинками других первичных веществ из небулы), т.е. первичное железное ядро могло являться зародышем нашей планеты, и (ii) ее последующее разрастание за счет выпадения на нее хондритового материала.

2) Разогрев Земли происходил сверху вниз, от поверхности к ядру, сопровождаясь охлаждением внешних оболочек.

Такой характер разогрева “внутренней” Земли мог быть осуществлен только путем прохождения через нее центростремительной зоны (“волны”) теплогенерирующих деформаций [Шарков, Богатиков, 2010]. Нечто похожее на это наблюдалось в опытах с неравномерным вращением маховика, где на стадиях разгона в нем возникала центростремительная зона деформаций; при этом перенос энергии был наиболее интенсивен на стадиях разгона маховика и практически отсутствовал в установившемся режиме вращения [Белостоцкий, 2000].

Мы полагаем, что подобное явление могло иметь место и на первой стадии развития Земли, после завершения ее аккреции, в результате постепенного уплотнения ее материала, приводившего к сокращению ее радиуса. Это, в свою очередь, согласно закону сохранения момента количества движения [Фриш, Тиморева, 2009], должно было приводить к постоянному ускорению вращения Земли, что, в соответствии с упомянутыми выше экспериментальным данными, могло способствовать появлению в ней центростремительной “волны” теплогенерирующих деформаций [Шарков, Богатиков, 2015]. По-видимому, эта постепенно движущаяся сверху вниз зона (“волна”) разогрева существовала на протяжении всего Протогея, проходя через первичную мантию, возможно, сложенную материалом пересыщенного кремнеземом энстатитового хондрита [Kaminsky, 2017], генерируя по пути термические плюмы архея, образованные высоко-Mg ультрамафическим материалом.

Первичного ядра эта зона разогрева, по-видимому, достигла близ границы архей-протерозой, приведя к его плавлению и к началу вовлечения качественно-нового материала в тектономагматические процессы путем формирования термохимических мантийных плюмов, существующих и поныне. Как уже указывалось, некоторое время, около 300 млн лет, термические и термохимические плюмы сосуществовали, после чего термохимический тип окончательно утвердился в качестве главного и единственного. Поскольку этим событиям предшествовало появление магм КВМС, где уже чувствуется, хотя и в очень ограниченных масштабах, появление нового материала, процесс плавления первичного ядра мог начаться еще в раннем палеопротерозое или даже в неоархее, когда, согласно палеомагнитным данным [Reddy, Evans, 2009], произошли очень сильные пертурбации магнитного поля Земли.

С таких позиций к концу первой стадии развития Земли, а именно Протогея, железное ядро Земли представляло собой своеобразный “накопитель энергии” типа рассмотренных в работе [Ерошенко, Шарков, 1989], где, как в фокусе, аккумулировалась выделявшаяся энергия. Этим, возможно, и объясняется его высокая температура (~3500‒4500°С), примерно на 600‒1600°С превышающая температуру на границе ядро‒мантия на глубине 2900°С [McDonough, 2014].

В противоположность Протогею, в Неоагее происходит диссипация накопленной энергии в форме подъема термохимических мантийных плюмов и развития связанных с ними тектономагматических процессов, иными словами, происходит охлаждение и затвердевание ядра. Как показал еще H. Jeffries [1929], и впоследствии было подтверждено на примере расслоенных интрузивов [Уэйджер, Браун, 1970; Шарков, 2006 и др.], затвердевание крупных расплавленных тел из-за разницы в величинах адиабатическoго градиента (минимальной разницы температур, при которой начинается конвекция) и градиента точки затвердевания (зависимость температуры ликвидуса от давления столба жидкости), должно происходить направленно, путем прохождения снизу вверх маломощной зоны кристаллизации. В случае шарообразного расплавленного тела, его затвердевание (кристаллизация) должно начаться в центре путем образования и разрастания твердого внутреннего ядра. Из этого следует, что современное твердое внутреннее ядро Земли является результатом продолжающегося затвердевания прежде почти целиком жидкого железного ядра. Недавно выявленное внутреннее ядро в твердом ядре [Wang et al., 2015], по нашему мнению, является скоплением недоплавленных остатков первичного земного ядра.

В пользу того, что твердое ядро Земли является результатом происходящего сейчас затвердевания жидкого ядра, является наличие в нем расслоенности [Labrosse, 2014]. обычно сопровождающей процессы направленного затвердевания расплавов [Шарков, 2006]. Таким образом, затвердевание земного ядра происходит путем разрастания внутреннего твердого ядра, нарастания на нем выделяющихся фронте затвердевания твердых фаз (своеобразных кумулатов). К аналогичному выводу о направленном характере затвердевания железных ядер планетезималей пришли [Scheinberg et al., 2016].

Из всего этого следует, что Неогей является стадией окончательного охлаждения нашей планеты, сопровождаемой затвердеванием жидкого ядра с появлением и ростом внутреннего твердого ядра Земли.

Проблема устойчивости современного типа геодинамики

Одной из важных нерешенных проблем эволюции тектономагматических процессов является удивительная устойчивость состава магм современной разновидности КИП на протяжении последних 2.3 млрд лет. Это тем более странно, что все это время, благодаря затвердеванию (кристаллизации) земного ядра (разрастанию его внутреннего твердого ядра), в остающейся жидкой части (внешнем ядре) должны накапливаться низкотемпературные продукты кристаллизационной дифференциации. Это должно было бы приводить к изменению ее состава и соответствующему изменению состава мантийных термохимических плюмов, чего не наблюдается.

Скорее всего, этого не происходит из-за того, что такие продукты в данном случае, по-видимому, представлены в основном флюидными компонентами, которые и определяют специфику внутриплитного магматизма Неогея (см. выше). Поскольку жидкая часть ядра насыщена этими флюидами, их новые поступления покидают затвердевающее ядро вместе с новообразованными мантийными плюмами, обеспечивая их стабильный состав. Судя по имеющимся данным, вклад пород нижней мантии в геохимию плюмового материала, скорее всего, не играл определяющей роли, и пока существенно не сказывается на общей картине.