Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Проблемы геодинамики архея 16
I. I. Тепловой поток ранней Земли и проблема стабилизации архейской литосферы . 17
1.2, Океаническая кора в архее 37
1.2.1. Мантийные температуры и генерация океанической коры 37
1.2.2. Проблема архейских офиолитов 48
1.3. Былали возможной субдукция в архее? 58
1.4, Мантийные плюмы в архее 74
1.5. Резюме ; 93
Глава 2. Критерии для идентификации формаций связанных с субдукционной и мантийно-плюмовой геодинамикой . 98
2.1. Введение 98
2.2. Критерии для идентификации вулканогенных формаций субдукционного (надсубдукционного) генезиса 99
2.3. Критерии для идентификации вулканогенных формаций мантийно-плюмового генезиса 108
2.4. Мантийно-плюмовая компонента 117
2.5. Резюме 129
Глава 3. Архейские области взаимодействия маитийно-гопомовых и субдукционных процессов корообразования 131
Введение 131
3.1. Балтийский щит 133
3.1.1. Северо-Карельский зеленокаменный пояс 135
Хизоваарекая структура 137
Ириногорекая структура , 158
Изотопно-геохимическая характеристика петрогенезис ассоциаций пояса 172
3.1.2. Костомукшская структура 197
3.1.3. Каменноозерская структура 207
3.2. Канадский щит 218
3.2.1. Общая характеристика , 218
3.2.2. Зеленокаменный поясАбитиби 221
3.2.3. Зеленокаменный пояс Фротет-Эванс 236
3.3. Гренландский щит, поясИсуа 245
3.4. Резюме 272
Глава 4. Геодинамические режимы субдукции и проблемы генезиса бонинитов , 278
4.1. Введение , 278
4.2. Геодинамиха зон «холодной и крутой» субдукции 281
43. Геодинамика зон «теплой и пологой» субдукции 295
4.4. Возможные причины изменения геометрии субдукции 310
4.5. Геодинамические проблемы генезиса бонинитов 325
4.6. Резюме 344
Глава 5. Нестационарные режимы субдукции J 349
5.1. Введение 349
5.2. Модели развития нестационарной субдукции 350
5.3. Современная геодинамика нестационарныхсу б дукционных процессов , 361
Дуга Тонга — Фиджи , 364
Дуга Вануату (Южные Новые Гебриды). 378
5.4. Морфотектоника зон нестационарной субдукции 386
5.5. Резюме 398
Глава 6. Формирование ювенильнои континентальной коры в ракурсе модели нестационарной субдукции 406
6.1. Введение 406
6.2. Нестационарная субдукция и формирование ювенильнои континентальной коры в современных островодужных системах Филиппинская дуга 410
Островодужная система Соломоновых островов , 428
6.3. Нестационарная субдукция в архее и формирование ранней континентальной коры 437
Заключение и выводы '. 466
Литература
- Мантийные температуры и генерация океанической коры
- Критерии для идентификации вулканогенных формаций субдукционного (надсубдукционного) генезиса
- Изотопно-геохимическая характеристика петрогенезис ассоциаций пояса
- Геодинамика зон «теплой и пологой» субдукции
Введение к работе
ВВЕДЕНИЕ
Проблема происхождения континентальной коры требует ответа на два фундаментальных вопроса: (1) какими были тектонические обстановки и какова природа механизмов инициальной экстракции первичной коры из мантии? и (2) какие процессы привели к преобразованию этой примитивной, или ювенильной, коры в современную континентальную кору? Известно, что средний состав современной континентальной коры отвечает андезиту, который как по главным, так и малым элементам соответствует среднему андезиту современных островодужных систем Мира (рис, хх-1). Таким образом, островодужная модель формирования континентальной коры, где: с точки зрения геодинамики главным действующим механизмом выступает субдукция океанической литосферы, представляется трудно опровергаемой. Однако вопросы эволюции континентальной коры во времени остаются одними из наиболее дискутируемых. В этом' ряду особое, место занимает; происхождение ранней архейской континентальной коры. Со времени выхода в свет фундаментальной работы СР. Тейлора и СМ. Мак-Леннана «Континентальная кора: ее состав и эволюция» стало общепринятым положение о том, что архейская континентальная кора в среднем отлична от пост-архейской континентальной коры. По составу она отвечает не полимодальному распределению продуктов магматизма с модой отвечающей андезитам, а бимодальному толеит-дацитовому (Taylor, McLennan, 1985; Тейлор, Мак-Леннст, 1988). Подавляющий объем ювенильной архейской континентальной коры сложен тоиалит-трондьемит-гранодиоритовыми (ТТГ) вулкано-плутоническими сериями, метаморфизованные эквиваленты которых широко известны как «серые гнейсы». В отличие от известково-щелочных островодужных серий фанерозоя, ТТГ серии архея характеризуются сильным фракционированием редкоземельных элементов и очень низкими содержаниями в «тяжелом» спектре (рис. хх-1). Хотя появившиеся позднее оценки среднего состава архейской континентальной коры и показали, что она также отвечает островодужному андезиту (Rudnick,. Fountain, 1995), а не среднему ТТГ, все равно вопросы ее происхождения остаются спорными. Существует широкий спектр оценок корового роста, основанных, прежде всего, на данных моделирования эволюции изотопных систем и масс-балансовых расчетов объемов экстракции континентальной коры из мантии во: времени {рис. хх-2). Как можно видеть, интегральные кривые роста континентальных масс сильно варьируют от 100% объема континентальной коры, возникшего еще в начале архея (Armstrong, 1981), до модели постепенного и равномерного корового роста на протяжении всей геологической истории (Kemp, Hawkesworth, 2003). Если первая из упомянутых моделей соответствует гипотезе о первичной континентальной коре, то вторая кривая должна отражать преемственность механизмов экстракции ювенильной коры из мантии от архея до настоящего времени, т.е. подразумевать господство островодужного, т.е. субдукционного механизма, в генезисе континентальной коры в течение всей ее геологической истории.
Введение
200 і і і і і \ і n I t П I I I T VI I I I I I
1 La„i_i-j-au_jL-i-.j_Li i—i j I..-J і i_і і ,i л і 1
RbBaU ThNbLaCeSrPrNdZrHfSmHu&ffiTbDyHoY ErTmYb
Рис. xx-1. Мультиэлементный график распределения средних составов современной континентальной коры, архейской континентальной коры, архейских тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) серий и андезитов современных островодужных систем. Состав континентальной коры по (Rudnick, Gao, 2004); состав архейской континентальной коры по (Rudnick, Fountain, 1995); средний состав архейского ТТГ по (Martin, 1995); средний андезит современных островных дуг из базы данных Geokem (www. ). Примитивная мантия по (Hofmann, 1988).
Прогресс в развитии методов исследований архейских комплексов и, главным образом, в области технологии получения прецизионных датировок возраста событий позволил получить более ясную картину расчленения древнейших коровых формаций и их распределения во времени и пространстве. На рис. хх-2 приведена гистограмма распределения U-Pb датировок цирконов из комплексов ювенильной континентальной коры, формировавшейся на протяжении ее геологической истории. Из этих данных следует, что основной объем континентальный коры начал формироваться только с конца архея. На протяжении наиболее ранней геологической стадии развития Земли с 4.0 до 3.0 млрд. лет были сформированы только отдельные незначительные по площади коровые сегменты, а общий объем архейской континентальной коры в настоящее время оценивается от 7 до 9% от общей ее массы (Rudnick, Fountain, 1995). Согласно этим же оценкам наиболее масштабный рост континентальный коры на Земле произошел только в конце палеопротерозоя, когда было сформировано от 43 до 56% от ее объема.
Конец палеопротерозоя часто рассматривается как период «старта» плейт-тектонических процессов. Такая точка зрения основывается на находках офиолитовых ассоциаций Йормуа, Финляндия, и Пуртуник, Канада, возраста 1.95 - 1.99 млрд. лет (Kontinen, 1997; Scott, 1992). Долгое время эти офиолиты имели статус древнейших, маркирующих начало спрединговых процессов океанического ложа, а, следовательно, и начало плитового тектогенеза континентальной коры. Архейская же ее история также часто рассматривалась как до-плитовая, когда в силу специфики высокого теплового потока ранней Земли образовывались специфические сегменты ранней континентальной коры, известные как гранит-зеленокаменные области. В мировой литературе можно найти огромное количество разнообразных концепций «до-плитовой тектоники» этих областей, достаточно полный обзор которых суммирован Д. Хантером и К. Стоу (Hunter, Stowe, 1997). Варианты модификаций подобного
Введение
рода представлений время от времени появляются и в настоящее время, что подчеркивает сложность и неоднозначность реставрации тектонических обстановок ранней Земли (напр., Глуховский и др., 1994; Моралев, Глуховский, 2001; Шарков и др., 2000; Hamilton, 1998, 2003).
0 12 3^
возраст (млрд. лет)
Рис. хх-2. Гистограмма распределения U-Pb возрастов ювенильной коры в истории Земли (Condie, 1998) с некоторыми модельными кривыми роста континентальной коры (А - Г). Приведены следующие модели оценок корового роста: A {Armstrong, 1981), Б (Reymer, Schubert, 1984; Campbell, 2003), В (Taylor, McLennan, 1985), Г (Collerson, Kamber, 1999), Д (Kemp, Hawkesworth, 2003).
Вместе с тем, уже достаточно давно появились попытки тектонических реконструкций архейских гранит-зеленокаменных областей с позиций плейт-тектонических процессов, которые аналогично современным могли приводить к формированию ювенильных островодужных систем над зонами субдукции, сопровождаемых генерацией сопряженных задуговых бассейнов (Burke et at, 1976; Борушев, 1985 и др.). К пионерским работам этого ряда относятся и работы А.С. Новиковой, которая показала, что среди мафит-ультрамафитовых поясовых структур фундамента Восточно-Европейской платформы возможно присутствие фрагментов архейской океанической литосферы (Новикова, 1971, 1979).
Полученные в результате мультидисциплинарных исследований за последние десятилетия новые данные по всем гранит-зеленокаменным областям Мира свидетельствуют о том, что геодинамические процессы близкие к принятым для пост-архейской геологической истории, должны были играть доминирующую роль и формировании архейской континентальной коры (de Wit, Ashwal, 1997). Несмотря на такое заключение, практически у всех исследователей архейской геологии существует общее понимание того, что геодинамика формирования архейских гранит-зеленокаменных поясов имела свою специфику, которая была обусловлена более высокими температурными режимами мантии того времени. Пожалуй, наиболее ярким свидетельством такой специфики являются коматииты - ультраосновные лавы с содержанием MgO до 30 вес.%. Экстремально высокие ликвидусные температуры первичных коматиитовых расплавов (до 1600С) указывают на существенно более высокие температурные условия плавления мантии, чем это происходило в последующие эпохи. Открытие коматиитов мезозойского возраста на о. Горгона (Echeverria, 1980) и установление их принадлежности к
Введение
формациям Карибского океанического плато маншйно-плюмового происхождения (Storey et al., 1991) стало основой для понимания значения коматиитов в архейской геодинамике. Хотя в вопросах петрогенезиса и происхождения коматиитовых расплавов и существуют проблемные вопросы, в настоящее время практически общепринято рассматривать их в качестве продуктов мантийно-плюмового генезиса, которые формировали постройки типа современных океанических плато (Arndt et al, 1997). Относительно широкая распространенность коматиитов в зеленокаменных поясах породила представления о господстве плюмовой тектоники в архее, что предполагает также важную роль производных плюмового магматизма в процессах формирования ювенильной архейской континентальной коры (напр., Abbott, Money, 1995; Abbott: 1996; Вревский и др.; 1999; Грачев, 2004). Однако современные примеры проявлений мантийно-плюмовой геодинамики не дают оснований для того, чтобы рассматривать такие обстановки как непосредственно продуцирующие ювенильную континентальную кору. Существуют лишь косвенные: изотопно-геохимические указания на то, что крупные мантийно-плюмовые события могли быть каким-то образом связаны с эпизодическими периодами приращения континентальной коры (Stein, Hofmann, 1994). Обратившись вновь к рис. хх-2, можно заметить, что пики экстремально высокой скорости образования ювенильной континентальной коры в истории Земли связаны с мощнейшими проявлениями плюмового магматизма, т.н. суперппюмовыми событиями, имевшими место около 2.7, 1.9 и 1.4 млрд. лет тому назад (Condie, 1998; Condie el ah, 2001). С эпохой 2.7 млрд. лет связан крупнейший эпизод коматиитового вулканизма зелеиокаменного пояса Абитиби, с которым был сопряжен экстремально высокий рост ювенильной континентальной коры, который оценивается в 0.54 км3/год (de Wit, 1998). Отметим, что оценка суммарного приращения континентальной коры Земли путем механизма аккреции островных дуг на всех конвергентных границах Земли составляет 1.1 км3/год (Schubert, Sandwell, 1989). Вместе с тем, каким образом мантийно-плюмовые события могут «конвертироваться» в процессы генерации ювенильной континентальной коры остается открытым вопросом. Так, хорошо известно, что средний состав континентальной коры не лежит на линии смешения между островодужными толеитами, мантийно-плюмовыми источниками и примитивной мантией (Rudnick, 1995). Поэтому предполагается, что мантийно-плюмовые производные могли играть в основном опосредованную роль в генерации ювенильной континентальной коры.
Теоретически возможны два варианта (Condie, 1998). Первый связан с непосредственным воздействием плюма на литосферу, вызывая плавление ее основания и продуцируя, таким образом, средне-кислые расплавы ТТГ серий. Подобный сценарий нами рассматривался в деталях для объяснения особенностей строения гранит-зеленокаменных областей с ярко выраженными структурами «стадных батолитов» (Щгтапский, Подладчиков, 1991). Второй вариант предполагает непрямую связь между мантийно-плюмовыми процессами и генерацией коры. Мантийные плюмы вызывают дополнительный разогрев верхней мантии, что должно приводит к увеличению объема продуцируемой океанической коры за счет больших степеней плавления верхней мантии. Как следствие, в зоны субдукции попадают большие объемы океанической коры, что, в свою очередь, должно приводить к увеличению объемов продуцирования островодужных магм. Однако в реальности этот или
Ввебение
какой-либо иной механизм взаимодействия мантийно-плюмовых производных и зон субдукционной геодинамики остается не изученной областью. Возможно, это обстоятельство связано с относительной «молодостью» проблемы мантийно-плюмовой геодинамики и трудностями идентификации мантийно-плюмовых производных в складчатых аккреционных и коллизионных поясах. Действительно, в литературе не так уж и много примеров выделения вулкано-плутонических комплексов мантийно-плюмовой природы в складчатых поясах фаиерозоя. В качестве палеоаналогов океанических плато описываются некоторые аллохтонные массивы вдоль окраин Тихого океана, среди которых наиболее известен триасовый комплекс Врангелия, расположенный на южной Аляске и в Британской Колумбии (Веп-AvrahametaL, 1981;. Richards etal.t 1991).
Между тем, кажется достаточно странным, что современная картина огромных пространств современного океанического ложа, сложенных мантийно-плюмовыми производными, включая океанические плато и различного рода хребты и цепи островов, возникших над горячими точками, получает достаточно скудное выражение в геологической летописи фанерозоя. Архейские зеленокаменные пояса, где мантиино-плюмовые производные идентифицируются на основе выделения коматиитовых формаций, предоставляют возможность более детального рассмотрения вопросов связи мантийно-плюмовой геодинамики и формирования ювенильной континентальной коры. Многие примеры зеленокаменных поясов особенно неоархея демонстрируют структурно-вещественные и метаморфические характеристики конвергентных границ, где происходила аккреция океанических плато и ювенильных островных дуг (Kusky, Polat, 1999). Таким образом, архейские зеленокаменные пояса могут представлять особый интерес для решения очерченной проблемы.
Открытые в последние годы ранее неизвестные в архее вулканиты бонинитовой серии как в поясе Абитиби Канадского щита {Kerrich et al. 1998), так в Северо-Карельском поясе Балтийского щита (Shchipansky et al, 1998; Щипанский и др., 1999) со всей очевидностью демонстрируют валидность модели формирования ювенильной архейской континентальной коры в обстановках конвергентных плитовых границ. Однако в обоих случаях вулканиты бонинитовой серии находятся в тесной ассоциации с вулканитами мантийно-плюмового генезиса. В случае зеленокаменного пояса Абитиби вулканиты бонинитовой серии были обнаружены в ассоциации с толеит-коматиитовой серией Мунро Тауншип, считающейся эталоном разрезов мантийно-плюмовых образований архея, В Северо-Карельском поясе вулканиты бонинитовой серии ассоциируют с вулканитами горячей точки. G точки зрения, как геодинамики, так и геохимии эти серии являются своеобразными антагонистами, поскольку они принадлежат к различным мантийным источникам (экстремально деплетированным верхней мантии и обогащенным глубокой мантии) и диаметрально противоположным направлением мантийных потоков (погружающимся и холодным, с одной стороны, и восходящим и горячим, с другой стороны). Кроме того, в этих поясах обнаруживается и латеральная зональность в распределении сопряженных во времени известково-щелочиых комплексов. Являются ли эти черты строения зеленокаменных поясов прерогативой архейских обстановок или же можно найти аналогии в современных обстановках субдукционной геодинамики? С какими режимами субдукции
Введение
могли быть связаны эпизоды взаимодействия мантиино-плюмовых производных и собственно надсубдукционных формаций? И, наконец, какое значение может иметь подобное мантийно-плюмовое и субдукционного взаимодействие в генезисе ювенильной континентальной коры? Попытке найти ответы на эти вопросы и посвящена эта работа. Поскольку в настоящее времени обнаружились и другие зеленокаменные пояса с бонинитовым вулканизмом, Фротет-Эванс на Канадском щите и, что самое удивительное, древнейший на Земле, пояс Исуа, Гренландия, то рассмотрение вопросов их геодинамики также представляет несомненный интерес для цели настоящей работы.
Второй блок работы посвящен проблемам современной геодинамики конвергентных границ, где происходит в настоящее время генерация ювенильной континентальной коры. Необходимость рассмотрения этих вопросов: представляется очевидной, поскольку без понимания процессов, происходящих в современных зонах конвергенции океанических плит, невозможно дать сколь ни будь адекватного ответа на поставленные вопросы. Кроме того, некоторые области современной, тектоносферы Земли демонстрируют стили развития, связанные с повышенным тепловым потоком, закономерности геодинамики которых, несомненно, должны иметь важнейшее значение для понимания архейской геодинамики.
Прежде чем перейти к рассмотрению обозначенных выше вопросов архейской и современной геодинамики представляется целесообразным рассмотреть основные проблемы архейской геодинамики в ракурсе, общепринятого понимания того, что тепловой поток архейской Земли был в 2 - 3 раза более высоким по сравнению с современным. Это обстоятельство не могло не оказывать влияния на стиль геодинамических процессов ранней; Земли, связанных с предполагаемыми более высокими температурными градиентами мантии Земли. Рассмотрению этих проблем и посвящена глава 1 настоящей работы.
Мантийные температуры и генерация океанической коры
При повышении потенциальной мантийной температуры 1400С, т.е. когда начинается дегидратационное плавление верхней мантии, устанавливается режим сублитосферной конвекции, буферируя как перегрев и плавление литосферы, так и ее чрезмерное вертикальное наращивание. Как видно из рис. 1.1.6., мощность формируемой литосферы в общих чертах следует переходу между солидусами водосодержащего и безводного перидотита. В этом случае получается, что тепловой поток будет иметь негативную чувствительность к потенциальной температуре, или экспонента р = - 0.15 (Korenaga, 2003). Важно подчеркнуть, что рассматриваемая модель термальной эволюции Земли базируется на предположении об очень низком числе Юри, у = 0.15, тем самым, демонстрируя физическую возможность медленной и непрерывной эволюции параметров термального состояния литосферы на протяжении всей геологической истории. Кроме того, данная модель не требует решения вопроса о том, где же захоронен «радиоактивный тепловой двигатель» Земли. Второе новое направление к решению проблемы тепловой эволюции Земли недавно было сформулировано А, Ван ден Бергом и Д. Юном (van den Berg, Yuen, 2002), которые обратились к основательно забытой теме кондуктивного теплопереноса и векового охлаждения Земли, впервые, как это уже упоминалось, обозначенной лордом Кельвином. Действительно, в последние 40 лет практически все внимание было обращено на исследование вопросов теплопереноса, связанного с различными параметрами мантийной конвекции, тогда как кондуктивная составляющая принималась как практически неменяющаяся величина (см. рис. 1.1.4.). Однако еще в 50-х годах, прошлого столетия работами Е.А. Любимовой (Lubimova, 1956) и Дж. Мак Дональда (MacDonald, 1959) установлено, что кондуктивная теплопроводность в условиях меняющегося со временем индуцированного радиоактивным разогревом теплового потока является переменной величиной, которая описывается нелинейными уравнениями тепловой диффузии. Было показано, что в целом кондуктивность возрастает при возрастании радиоактивной составляющей теплогенерацин. Вместе с тем, из теории физики твердого тела известно, что одним из главных механизмов кондуктивной теплопроводности является возбуждение фононов кристаллической решетки . Это явление имеет чрезвычайно важное физическое следствие для понимания теплового поля мантии. Экспериментально установлено, что кондуктивность, индуцированная фононовым возбуждением, уменьшается с ростом температуры, и, наоборот, увеличивается с ростом давления на манер аналогичного поведения вязкостных свойств мантии (Schaltz, Simmons, 1972; Hofmeisier, 1999, 2001), Совокупный эффект разнонаправленных составляющих кондуктивности, т.е. радиационной и фононовой, создает реальную физическую возможность для формирования в верхней мантии зоны с очень низкой кондуктивной теплопроводностью подобно хорошо известным зонам астеносферной мантии (van den Berg et ah, 2001; ,van den Berg, Yuen, 2002). Влияние возникновения таких зон низкой теплопроводности в мантии на развитие ее температурного поля будет сродни хорошо известному парниковому эффекту, когда происходит глобальное потепление атмосферы за счет накопления двуокиси углерода. Численные эксперименты мантийной конвекции при числах Релея І07 и 108 (см. рис. 1.1.4. а.), в условия которых были заложены параметры переменной кондуктивности и различный вклад радиоактивной генерации, показали результаты, заметно отличающиеся от результатов моделирования конвекции при постоянном значении кондуктивности. Во-первых, показано, что при переменной кондуктивности скорость векового остывания мантия будет существенно меньшей по сравнению со стандартной моделью (рис. 1.1.9.). Если согласно стандартной модели средняя температура архейской мантии выше средней температуры фанерозойской мантии, примерно, в два раза, то по модели переменной кондуктивности данное отношение будет только около 1.3. Следовательно, при условии потенциальной температуры современной мантии равной, примерно, 1300С, по модели переменной кондуктивности этот параметр для архея будет равен - 1700С. Согласно же стандартной модели, потенциальная температура архейской верхней мантии должна достигать 2600С, из чего следует, что верхняя мантия в это время должна была быть полностью расплавлена. Во-вторых, как это не покажется парадоксальным, в случае с повышенными значениями радиоактивной составляющей теплопотока (f = 5) были получена существенно большая скорость остывания конвектирующей системы, чем в случае с низкими значениями (/=1). Однако этот результат хорошо объясняется высокой эффективностью радиоактивного способа теплопроводности, которая, как отмечалась выше, возрастает с ростом температуры. Из этого же заключения следует, что обычно принимаемое в параметрических моделях конвекции значение экспоненты р равное 0.3 является несостоятельным (van den Berg, Yuen, 2002, стр. 410). Нетрудно заметить, что результаты моделирования температурной эволюции Земли при вводе в параметризацию мантийной конвекции новых граничных условий, т.е. нелинейной зависимости вязкости от температуры и давления (Korenaga, Jordan, 2002; Korenaga, 2003) и переменных значений кондуктивности (van den Berg, Yuen, 2002), показывают сходную картину медленного и постепенного охлаждения Земли на протяжении всей ее истории (ср. рис. 1.1.5. и 1.1.9.).
В заключение данного раздела отметим следующее.
1. На сегодняшний день не существует единой и согласованной; модели эволюции термального состояния Земли, которая бы соответствовала базовым представлениям о геохимическом составе коры и мантии, с одной стороны, и, с другой стороны позволяла жестко ограничивать возможные пределы температурного состояния мантии и связанного с ним теплового потока на поверхности Земли в какой-то определенной промежуток ее истории. Магистральный путь в создании теории эволюции Земли видится в дальнейшем развитии интегрированных моделей, в которых должны быть согласованны ограничения, следующие как из изотопно-геохимических, так и геофизических данных (Tackley, 2000).
2. Существующие параметрические модели термального состояния архейской мантии не позволяют жестко ограничивать геодинамику этого времени рамками какого-то определенного стиля, плейт-тектонического или не плейт-тектонического. Действительно, как было показано выше на нескольких примерах параметрических моделей термальной эволюции Земли, вполне допустимые изменения некоторых базовых параметров приводят к радикальному изменению интегральной кривой.
3. Общая тенденция в развитии параметрических моделей термальной эволюции Земли заключается в использовании в новых моделях мантийной конвекции нелинейных уравнений, описывающих неоднозначные зависимости вязкости от температуры и давления и разнонаправленное действие различных механизмов кондуктивности. Представляется, что использование подобных решений в большей степени отвечают реальной динамической картине мантии, нежели постулирование простых соотношений вязкости и температуры и постоянного параметра кондуктивности.
4. Другая тенденция в многолетних попытках решения дилеммы Кельвина прослеживается в получении результатов с постоянным удревнением возраста первичной консолидации Земли, Если первое решение этой задачи с условием охлаждения чисто кондуктивным механизмом показало время в 100 млн. лет, то с усложнением картины (радиоактивный распад; конвективный теплоперенос и др.) обратное время наступления термальной катастрофы стало насчитывать уже 2-3 млрд. лет. Последние из рассмотренных выше моделей говорят о том, что этот возраст мог превышать 4 млрд. лет, вплотную приближаясь к возрасту образования планеты. Говоря другими словами, Земля должна была испытывать очень медленное и постепенное остывание, скорость которого не превышала 80йС/ млрд, лет.
Критерии для идентификации вулканогенных формаций субдукционного (надсубдукционного) генезиса
Цель настоящей главы состоит в рассмотрении некоторых проблем, существующих в вопросах классификации и систематики вулканогенных формаций, происхождение которых связано с различными геодинамическими обстановками. Непосредственно вытекающие из этого задачи требуют разработки критериев распознания генетически разнородных породных групп, что особенно важно для метаморфизованных пород архея. Понятно, что попыткам решения подобных задач посвящен огромный массив литературных данных, и полное цитирование его не имеет смысла. В данной главе мы ограничимся обоснованием тех критериев, которые будут использованы в последующих главах для идентификации вулканогенных формаций субдукционного и мантийно-плюмового генезиса.
На первый взгляд, может показаться, что разграничение этих двух генетически разнородных групп вулканитов является тривиальной задачей, поскольку их мантийные источники принципиально отличаются, а обстановки, в которых они формируются, и структуры, которые они слагают, отчетливо разные. В действительности, на практике это оказывается далеко не так. Конвергенция вещественных составов генетически разнородных пород является хорошо известным фактом. Это явление может быть обусловлено различными причинами, такими как коровая контаминация, смешение разных типов магм, различными эффектами их фракционной кристаллизации или поведением ликвидусных фаз в сухих и водонасыщенных условиях и т.д. В идеале «генетический код» изучаемой породной ассоциации должен содержать информацию об ее петро- и геохимическом составе и изотопно-геохимических характеристиках, включая определения изотопного возраста. Заметим, что описываемые в главе 3 породные ассоциации архейских структур взаимодействия мантийно-плюмовой и субдукционной геодинамики обладают достаточно полными характеристиками «их генетического кода». Изменения первичных магматических характеристик вулканитов могут быть обусловлены и наложенными метасоматическими процессами. Что же касается влияния процессов метаморфизма на изменение состава пород, которое многими исследователями принимается априори, то их роль в этом случае представляется сильно преувеличенной. . Специальные исследования, посвященные данному вопросу, показывают, что главным способом переноса
Критвриии для идентификации формаций надсубдукционного генезиса тепловой энергии при метаморфизме является кондуктивный без существенного изменения начального состава породы (Sickle, McKenzie, 1987). Значительные же изменения происходят лишь при включении адвективной составляющей теплопереноса. В этом случае происходят процессы тепломассопереноса, которые являются «канализированными» и приуроченными к таким неоднородностям, как зоны резкой смены литологических разностей, тектонических контактов и разного рода тектонических нарушений (Ferry, Gerdes, 1998).
Интересно отметить, что вывод об изохимизме метаморфизма недавно нашел подтверждение в результатах специально посвященных вопросу подвижности элементов при метаморфизме исследований в районе франциссканского меланжа, Калифорния. В формации сланцев Каталина .(Catalina Schist) мезозойского возраста наблюдается прогрессивная метаморфическая зональность, развитая по разнообразным по составу породам, от пелитов до мафитов и ультрамафитов. Наиболее высоко метаморфизованные породы относятся к амфиболитовой фации, температурные условия которой определяются в 650 - 750С, а максимальные значения давления в 10 - 12 кбар (Bebout, Barton, 1993). Выдающейся чертой этой формации является то, что здесь доказывается прогрессивный переход от неметаморфизованного протолита к метаморфическим породам. Это обстоятельство позволяет рассматривать сланцы Каталины как природную лабораторию для изучения поведения флюидной фазы и подвижности элементов при метаморфизме над зоной мезо-кайнозойской субдукции. Удивительно, но вариационные диаграммы главных элементов по отношению к наиболее консервативным элементам, таким как ТЮг и АЬОз-не показывают заметной подвижности (Bebout et al„ 1999). Подобный вывод относится и к большинству малых элементов, за исключением В, Cs, As, Sb и, возможно, U, а также к газово-флюидной фазе (НгО, С, N). В тоже время в меланжевой зоне, где наблюдается хаотическое распространение мафитовых и ультрамафитовых блоков в граувакковом цементе, выявлены процессы механического смешения разных литологии, сопровождаемые локальным перераспределением крупно-ионных литофилов, Са, Na, К, Ва и Sr. В области метаморфизма такие зоны химического перераспределения отмечаются сильной изменчивостью минеральных ассоциаций, указывая на их метасоматическое происхождение (Bebout, Barton, 2002).
Несмотря на изохимический характер метаморфических преобразований, в общепринятой практике геохимических исследований архейских пород для осторожности обычно используются систематики наименее подвижных элементов редкоземельной группы и высокозарядных некогерентных элементов. Их картины распределений и закономерности поведения в магматических процессах хорошо изучены, что и будет широко использовано при рассмотрении объектов настоящего исследования.
Изотопно-геохимическая характеристика петрогенезис ассоциаций пояса
Ириногорская структура расположена примерно в 100 км к северо-западу от Хизоваарской структуры. Она сложена теми же самыми литотектопическими ассоциациями, что и в Хизоваарской структуре. Однако в пределах Ириногорской структуры среди пород бонинитовой серии были обнаружены фрагменты офиолитовой псевдостратиграфии, что представляет собой уникальное явление для архейских формаций (Щипанский и др., 2001). Офиолиты Ирингоры залегают среди сложно построенных надвиговых пакетов постепенно погружающихся на С-СВ. Эти пакеты сложены мафическими метавулканитами, среди которых обнаруживаются аналоги верхних толеитов и бонинитовой серии Хизоваары. Они тектонически надвинуты на островодужный комплекс средне-кислых метавулканитов и связанных с ними вулканогенно-осадочных пород, которые могут рассматриваться в качестве параавтохтона для залегающих структурно выше офиолитовых надвиговых пластин (рис. 3.1.1.8.). Хотя в целом супракрустальные породы Ирингоры были подвергнуты интенсивным деформационным и метаморфическим преобразованиям, их первичные магматические, вулканические и осадочные текстуры локально обнаруживают превосходную сохранность. Наиболее хорошо сохранившийся фрагмент офиолитовой последовательности был обнаружен в скальных обнажениях северного берега озера Иринозеро. Здесь можно наблюдать не только лавовый и габбровый комплексы, но и сохранившиеся фрагменты комплекса параллельных даек с его переходом в вышележащий лавовый комплекс. К тому же, в основании офиолитового покрова обнаружен комплекс тектонического меланжа, метаморфизованного подобно фанерозойским комплексам метамофического цоколя. Бонинитовая офиолитовая серия. Самая нижняя часть Ириногорского офиолитового покрова образована примерно 500 м мощности фрагментом комплекса параллельных даек и хорошо сохранившимся лавовым комплексом, тектонически перекрытым офиолитовыми габбро и верхними толеитами (рис. 3.1,1.9.). Наиболее хорошо выражен лавовый комплекс.
Лавовый комплекс. Хотя видимая мощность лавового комплекса и не превышает 100-150 м, локальная сохранность первичных вулканических текстур удивительна. Лавовый комплекс образован как подушечными, так и массивными вулканическими потоками. Лавовые подушки имеют в среднем размер около 40-50 см, хотя иногда наблюдаются и более крупные (до 1- 1.5 м в поперечнике) экземпляры (рис. 3.1.1.10). Нередко наблюдались и маленькие (20-30 см) подушечные формы. Отдельные массивные потоки имеют мощность 2-3 м. В их строении отчетливо обнаруживаются нижние кумулятивные части и верхние кровельные брекчии, что говорит о нормальном, а не перевернутом характере разреза (рис. 3.1.1.И а). Еще одной удивительной чертой строения лавового комплекса является развитие в нем хорошо сохранившегося гиалокластического материала, представленного кластерами подушек. заключенных в матрикс «битой черепицы» (рис. 3.1.1. 11 б). Перечисленные текстурные особенности вулканитов, а также отсутствие каких-либо осадочных пород, указывает на то, что они изливались в подводной и, возможно, даже глубоководной обстановке.
Дайковый комплекс. Однообразно параллельно полосчатые тонко- н средне-зернитые лейкоамфиболиты, подстилающие лавовый комплекс интерпретируются как комплекс параллельных даек толеитового и бонинитового составов. От рассланцованных габбро этот комплекс отличается удивительно постоянной мощностью параллелеобразных тел (в среднем около 40-50 см), между которыми иногда сохраняются скрины сильно деформированных габбро (рис. 3.1.1.12 а). В нескольких обнажениях наблюдались переходы этого комплеса в лавовый, когда отдельные дайковые тела проникали в лавы, растворяясь в последних (рис. 3.1.1.12 б), В единичном случае удалось распознать сохранившиеся асимметричные зоны закалок, характерные для развития текстур типа «дайка в дайке» (рис. 3.1.1.13.). Важным является и то, что бонинитовые составы обнаруживаются как дайковом, так и в лавовом комплексах. Это однозначно свидетельствует о генетическом единстве дайковых и лавовых образований. Габбровый комплекс. Средне- до крупнозернистых полосчатые мелано- до лейкократовых амфиболиты, нередко сохраняющие признаки габбровой текстуры, интерпретируются как габбровый комплекс. Представляется, что этот комплекс является наиболее глубинным обнажающимся в этом районе членом офиолитового разреза. Детальное его картирование показывает, что габбровый комплекс залегает тектонически выше лавового комплекса (см. рис. 3.1.1.9.). Хотя здесь и не наблюдается нормального соотношения между габбро и комплексом параллельных даек, важным является то, что в габбро наблюдается ряд даек, по своему составу идентичных дайкам, подстилающим лавовый комплекс. Имеющийся геохимический материал по габбровому комплексу однозначно указывает на его когенетичность с лавовым и дайковым комплексами. залегают как на лавовом, так и габбровом офиолитовом комплексах, что указывает на несколько аккреционных эпизодов, в ходе которых был сформирован пакет Ириногорских надвиговых пластин.
Остроеодужные вулканические и осадочно-вулканогенные комплексы. Южный и западный сегменты Ириногорской структуры сложены преимущественно средне-кислыми вулканическими и в подчиненном количестве вулканогенно-осадочными породами. Северо-восточная ее часть состоит из мощной пачки силицикластитовых осадков. Из-за сильных метаморфических и деформационных преобразований большая часть вулканогенно-осадочного комплекса не сохранила первичных текстур, но по геохимическим характеристикам он относится к известково-щелочному типу АДР-серии. В некоторых обнажениях все же сохраняются реликты первичных текстур, что позволяет предполагать эффузивную природу (лавовые потоки, туфы, лавобрекчии, аггломератовые туфы) развитых здесь пород по составу отвечающих андезитам, дацитам и риолитам. С эффузивами тесно связаны многочисленные тела малоглубинных субвулканических даек и силлов дацитов и риодацитов, а иногда и ультракислых риолитов. Кроме того, в полях развития островодужных вулканитов довольно часто картируются также силло- и дайкоподобные тела «нормальных», и иногда и высокоглиноземистых габбро. По внешнему облику и геохимическим характеристикам эти вулканиты являются полными аналогами средне-кислых вулканитов Южной литотектонической ассоциации Хизоваары. Более того, цирконы, отобранные из одного из дацитовых силлов дали U Pb изотопный возраст 2782±9 млн. лет, что в пределах аналитической ошибки соответствует возрасту аналогичных вулканитов Хизоваары (рис, 3.1.1.14) (Щипанский и др., 2001; Shchipansky et aL, 2004).
Геодинамика зон «теплой и пологой» субдукции
Приведенные выше данные свидетельствуют о том, что в Северо-Карельском зеленокаменном поясе сохранились фрагменты древнейшей (2.8 млрд. лет) супрасубдукционной офиолитовой ассоциации. В Ириногорской структуре обнаруживается частичный офиолитовый разрез, включающий лавовый, дайковый и габбровый комплексы, тогда как в Хизоваарской структуре сохранились только геохимические свидетельства развития офиолитового бонинитового вулканизма. Крайне важно то, что здесь обнаружены фрагменты комплекса параллельных даек, который рассматривается как прямое доказательство спрединга океанического ложа. Хотя теоретически проявление комплекса параллельных даек возможно и в иных геологических обстановках (например, континентальные траппы) очевидные надсубдукционные геохимические характеристики делают несомненным фактом их принадлежности к офиолитам. Этот офиолитовый комплекс претерпел сильные структурно-метаморфические преобразования в течение, как минимум, двух тектонических циклов, в позднем архее (2.8-2.7 млрд. лет назад) и во время свекофеннской орогении (1.9-1,75 млрд. лет назад). Таким образом, первичная псевдостратиграфическая последовательность этого комплекса была нарушена до такой степени, что не возможно определить достоверно даже его мощность.
Тем не менее, очень важная информация сохранилась в геохимических и изотопных метках пород надсубдукцнонных офиолитов СКЗП. Как было показано, эти характеристики не претерпели значимого преобразования в ходе; пост-магматических процессов, и, следовательно, могут использоваться в тектонических реконструкциях. Особенно поразительным кажется то обстоятельство, что позднеархейская бонинитовая серия СКЗП оказывается чрезвычайно близкой по своим петро- и геохимическим характеристикам широко известными верхними пиллоу-лавами офиолитов Троодоса, которые считаются эталонными при выделении высоко-Са бонинитовых серий (Crawford et ah, 1989). Это удивительное сходство в петрохимии, геохимии и изотопии бонинитовых серий столь разного возраста (позднеархейских и позднемезозойских) может быть объяснено только сходством петрогенетических условий их формирования. Действительно, необходимо сочетание нескольких условий, при которых возможно формирование бонинитовых серий. Среди прочих важнейшими являются необходимость энсиматической зоны субдукции, мантийного клина, породы которого подверглись предварительной и, как правило, неоднократной деплетации, высокие температуры и малоглубинные условия плавления этого тугоплавкого мантийного клина . Таким образом, есть веские основания полагать, что механизм происхождения офиолитового надсубдукционного комплекса СКЗП, которое имело место около 2.8 млрд. лет назад, не могло быть иным по сравнению с молодыми аналогичными по составу офиолитами.
Действительно, геологические данные по строению Ириногорской структуры свидетельствуют о том, что офиолитовый комплекс надвинут на образования
Подробно геодинамические аспекты генезиса бонинитов будут рассмотрены в главе 4. зрелой островной и дуги и осадочно-вулканогенной призмы. Это в свою очередь указывает на то, что сами офиолиты должны были формироваться в обстановке преддугового спрединга, как это принимается для большинства современных аналогов (Beccaluva and Serri, 1988; Pearce et al, 1992; Stent and Bloomer, 1992). Шервайс (Shervais, 2001) суммировал данные, накопленные no исследованиям различных надсубдукционных офиолитов Мира, и пришел к заключению: «Образование надсубдукционных офиолитов происходило в результате закономерной смены различных процессов их формирования и эволюции, которые являются общими для всех подобных офиолитов». Сравнение главных геологических характеристик позднеархейского надсубдукциониого офиолитового комплекса СКЗП и формационных характеристик «жизненного цикла надсубдукционных офиолитов» по Шервайсу показывает, что здесь обнаруживаются практически все характеристики классической схемы развития надсубдукционных офиолитов (табл. 3.1.9.). Это означает, что механизмы формирования и эволюции надсубдукционных офиолитов в позднем архее принципиально не отличались от таковых в более поздней геологической истории.
Заметим, что в молодых складчатых областях надсубдукционные офиолиты обнаруживаются в сложных аккреционных (Калифорнийский тип) и коллизионных (Троодоский) тип системах, которые образовались в результате крупных латеральных перемещений океанических, надсубдукционных и островодужных комплексов. Интересно отметить, что современные проявления бонинитового вулканизма расположены на расстоянии около 150 км от островодужного желоба (Fallon and Crawford, 1991). Следовательно, мы можем предполагать, что в неоархее надсубдукционные и островодужные комплексы также изначально были разнесены друг от друга на значительные расстояние, а современные их пространственные ассоциации есть результат масштабного горизонтального скучивания. Результат этого скучивания хорошо проявляется в картинах сейсмического отражения на профилях I-EB и 4В, часть из которых несомненно могут представлять «замороженную» с позднего архея сейсмическую анизотропию, возникшую при аккреции островодужных и надсубдукционных систем (Минц и др., 2001).
