Биография Земли: основные этапы геологической истории

Земная орбита близка к круговой, что обеспечивает более или менее постоянное поступление количества тепла, исходящего от Солнца. Если бы орбита была более вытянута, то на планете стало бы холоднее зимой и жарче летом. Тогда высшие формы жизни могли бы и не выжить.

Если бы Земля была только на 5% ближе к Солнцу, то (подобно тому, что происходит на Венере) температура на ее поверхности была бы слишком высокой для существования воды в жидком состоянии. Если бы наша планета находилась на 5% дальше от Солнца, то океаны замерзли бы, фотосинтез был бы значительно ослаблен, и содержание атмосферного кислорода сильно бы сократилось. В обоих случаях условия на Земле затрудняли бы появление привычных для нас форм жизни.

Если бы Земля была существенно массивнее, то силы гравитации, скорее всего, препятствовали бы появлению высших форм жизни, а если меньше, то Земля, подобно Марсу, лишилась бы атмосферы под воздействием солнечного ветра, что также не способствует развитию жизни.

Если бы Земля не имела достаточно мощного магнитного поля, то смертоносные космические лучи убили бы все формы жизни на ней. Если бы не было озонового слоя, фильтрующего и не допускающего вредную ультрафиолетовую солнечную радиацию, высшие формы жизни на Земле также не могли бы существовать.

Если бы гравитационное поле Юпитера не оказывало регулирующее воздействие на внутренние зоны Солнечной системы, Земля беспрерывно подвергалась бы бомбардировкам метеоритов и комет, следствием которых стали бы постоянные катастрофы глобального масштаба, препятствующие эволюции жизни до высших ее форм.

И наконец, если бы не было тектоники плит, то не произошла бы дифференциация рельефа Земли и не сформировались бы континенты, т. е. те территории, на которых мог обитать человек.

От себя добавим, что не образовались бы и многие рудные месторождения, обеспечившие развитие цивилизаций.

Вполне понятно, что большинство уникальных характеристик Земля приобрела как в ходе становления Солнечной системы, так и в процессе всей геологической истории. К сожалению, это предположение сложно обосновать из-за неполноты наших знаний, однако данные, накопленные разными науками (астрономией, геологией, биологией и др.) высвечивают отдельные участки земной истории, что дает основание для попыток реконструировать ее в полном объеме.

Благодаря использованию космических аппаратов и орбитальных телескопов (в том числе телескопа «Хаббл») получен огромный материал о других звездных мирах, позволивший более полно понять закономерности формирования планетных систем, и в частности расшифровать ранние этапы развития Солнечной системы.

Еще совсем недавно считалось, что наша планетная система зародилась во вращающемся газопылевом облаке, в центре которого возникло Солнце, а вокруг него (с учетом дифференциации облака) образовались планеты с определенными стабильными орбитами. Полученные новые данные сильно скорректировали эту стройную концепцию [2]. Разделение Солнечной системы на внутреннюю часть, в пределах которой развиты каменистые планеты небольших размеров, и внешнюю, с газовыми гигантами, делают нашу систему «белой вороной» среди других звездных систем. В Солнечной системе нет планет средних размеров (~1–10 масс Земли), называемых также суперземлями и обычных для других звездных систем. В них планеты расположены ближе к своей звезде, чем Меркурий к Солнцу, и их история, как правило, заканчивается столкновением со светилом. Как полагают некоторые исследователи, особый путь развития нашей системы вызван тем, что в первые миллионы лет ее становления гигантские планеты, возникшие в ее пределах, испытывали динамическую неустойчивость и орбитальные миграции [2]. Эти бурные события могли сбросить на Солнце (или выбросить в межзвездное пространство) целые планеты.

Здесь на основе современных знаний о начальных стадиях формирования Солнечной системы, а также геологической истории Земли мы хотим показать, как образовалась наша уникальная планета, на которой появился и живет человек.

Мы понимаем, что поднимаемую проблему можно раскрыть лишь на уровне наших сегодняшних познаний, в которых еще много пробелов. Однако накопление новых достижений науки в разных направлениях происходит в геометрической прогрессии. В скором времени будут получены новые данные. Они, вероятно, внесут принципиальные изменения в сложившуюся картину земной истории. И тем не менее нам представляется, что какой-то итог понимания эволюции нашей планеты надо подводить в разное время. Это помогает следить за развитием науки и вносить соответствующие дополнения и исправления в наши более ранние построения.

Возникновение Солнечной системы и особенности ее формирования

Зарождение Солнечной системы произошло в недрах гигантского газопылевого облака (рис. 1). По-видимому, «родам» способствовало участие некой сверхновой звезды, засеявшей облако короткоживущими изотопами. Продукты их распада позволяют расшифровать некоторые особенности становления планетной системы (включая Землю) на ранней стадии ее формирования.

Рис. 1. Рождение Солнечной системы 4568 млн лет тому назад [2]. Наша звезда возникла как прото-Солнце в центре гигантского молекулярного облака во вращающемся газопылевом диске. В его внутренней области образовались каменные планеты: Меркурий, Венера, Земля, Марс. В более холодной внешней части через 2 млн лет сформировались планеты-гиганты: Юпитер и Сатурн, которые начали дрейфовать в сторону Солнца

Расчеты показывают, что за менее чем 100 тыс. лет в центре газопылевого скопления под действием гравитации возникла звезда, окруженная широким кольцом из газа и пыли — протопланетным диском [3]. Мельчайшие частицы, двигаясь вместе с потоками газа, сталкивались и слипались друг с другом. Движение пылинок в газе тормозилось, что вынуждало их по спирали опускаться к звезде. При этом они постепенно нагревались. В результате вода и другие летучие вещества с низкой температурой кипения испарялись. Граница, на которой все происходило, называется «линией льда». Располагается она между орбитами Марса и Юпитера, разделяя Солнечную систему на внутреннюю область, лишенную летучих веществ и содержащую твердые планеты, и внешнюю — богатую летучими веществами (см. рис. 1). В пределах последней располагаются газовые планеты-гиганты.

Первые 2 млн лет истории Солнечной системы стали временем формирования многочисленных планетных эмбрионов — планетозималей, а за линией льда — планет-гигантов Юпитера и Сатурна. Этим Солнечная система резко отличается от других планетных систем, где подобные гиганты расположены гораздо ближе к светилу. По образному выражению К. Батыгина с коллегами, такие особенности Солнечной системы — «продукты ее молодости... включавшей больше драмы и хаоса» [2]. Важным элементом первичного хаоса стало сложное взаимодействие гигантских периферийных планет. Впервые на это было обращено внимание в компьютерной модели Ф. Массе и М. Снэллгроува, описавшей одновременную эволюцию в протопланетном диске орбит Сатурна и Юпитера [4]. Эти исследователи показали, что в результате миграции к центру системы планеты-гиганты обрели определенную конфигурацию, благодаря которой они смогли воздействовать на протопланетный диск. Сложившийся баланс сил (гравитации, момента импульса, гравитационного влияния внешнего пояса комет и др.) изменил движение обеих планет.

Развивая эти идеи, Батыгин с коллегами установили, что главным эффектом смены галса стала атака Юпитера и Сатурна на «население» первичных внутренних планет Солнечной системы [2]. Еще двигаясь к Солнцу, гиганты возмущали движение мелких тел, которые сталкивались и дробились, образуя рои обломков. За сотни тысяч лет такие рои могли сбросить на Солнце любую суперземлю. По мере того как бывшие суперземли падали на Солнце, они должны были оставлять за собой пустынную область в протопланетной туманности. Допускается, что прежде чем сменить галс, Юпитер мигрировал к Солнцу до расстояния нынешней орбиты Марса. При этом он увлек за собой во внутреннюю область Солнечной системы ледяные скопления общей массой более 10 масс Земли, обогатив ее водой и другими летучими веществами. Такой сброс протопланет во внутренние участки Солнечной системы изменил орбитальный момент не только Юпитера, но и Сатурна и вызвал смену их галсов в сторону от Солнца. В результате во внутренних участках Солнечной системы возникли условия для формирования новых планет из сохранившихся там редких обломков. Постепенно планеты-путешественники стабилизировали свои орбиты. Этому способствовало их взаимодействие с другими планетами-гигантами (Нептуном и Ураном) и внешним поясом льдистых астероидов (поясом Койпера). Предполагается, что побочным эффектом такого уравновешивания стал еще один вброс во внутреннюю область Солнечной системы потока обломков, который вызвал мощную астероидную бомбардировку внутренних планет. Шрамы от нее видны в виде гигантских кратеров на поверхности Луны, Меркурия и Марса, а на Земле они привели к практически полному уничтожению пород гадейской континентальной коры — первой коры в геологической истории нашей планеты. Около 3,9 млрд лет назад планеты-гиганты успокоились. Структура Солнечной системы стабилизировалась в том виде, в котором сейчас и наблюдается [2].

Мы полагаем, что картина, представленная Батыгиным с коллегами, наиболее полно объясняет особенности ранних этапов развития Солнечной системы, в том числе разделение планет на две большие группы — каменные и газово-ледяные. Вполне понятны обоснования появления планет небольших масс во внутренней части Солнечной системы и их каменный облик. В значительной степени предложенная модель объяснила и смену галсов планет-гигантов. В то же время наши знания о рождении Солнечной системы еще очень скудны, и, очевидно, описанная картина будет модифицироваться по мере появления новых данных.

Историю формирования и развития Земли необходимо начинать практически с зарождения Солнечной системы, ранний этап которой характеризовался путешествием планет газовых гигантов к центру системы и обратно. Он-то во многом и определил особенности строения нашей планеты и ее дальнейшую геологическую историю.

Темные эоны

Два первых эона в истории Земли выделяются как хаотичный, охватывающий время формирования Земли и Луны в интервале от 4568 млн лет до 4500–4450 млн лет назад, и гадейский, характеризующий первые страницы геологической истории Земли в интервале 4500/4450–4000/3900 млн лет назад [5]. Оба эона отвечают времени ранней «бурной» юности Солнечной системы, и их следы не сохранились в явном виде в структурах нашей планеты.

В хаотичный эон (спустя 11 млн лет после зарождения Солнечной системы) масса Земли составляла 63% от ее современных значений, а через 30 млн лет достигла 93% [6]. Конечно, хронология этих ранних событий устанавливается частично и с большим допущением и в основном опирается на данные о поведении продуктов распада короткоживущих изотопов (с константой полураспада в несколько миллионов лет).

Земля — высокодифференцированная планета, имеющая железное ядро и твердую силикатную оболочку, которая включает мантию, литосферу и земную кору. Узнать состав оболочек Земли помогают данные по углистым хондритам, которые стали строительным материалом при образовании внутренних планет Солнечной системы (в том числе и нашей). Сходство хондритов с составом солнечной короны позволило Б. Вуду не только определить состав прото-Солнечной туманности, но и использовать их для оценки среднего состава Земли [6]. При аккреции (слипании, как в снежном коме) такого материала к прото-Земле и его последующем плавлении, вызванном соударениями и радиоактивным распадом, происходило разделение элементов в соответствии с их геохимическими свойствами. Литофильные элементы, имеющие сродство с силикатами (Si, Mg, Ca, Ti, Sc, Al, РЗЭ и др.), концентрировались в мантии и земной коре в соотношениях, близких к составу углистых хондритов. В отличие от них, сидерофильные (Fe, Ni, Co, Mn, W, Cr, Pt, Re и др.) элементы, геохимически близкие к железу, «ушли» совместно с его расплавами в ядро планеты. Их содержание в мантии существенно ниже, чем в хондритах.

О времени формирования ядра позволяют судить данные о распределении в силикатной оболочке Земли продуктов короткоживущих изотопных систем, в которых родительские и дочерние изотопы могли иметь разные геохимические свойства. В результате они по-разному себя вели в процессах аккреции Земли и дифференциации ее оболочек. В этом отношении наиболее интересные результаты дала система ¹⁸²Hf ? ¹⁸²W. В ней родительский изотоп ¹⁸²Hf с периодом полураспада около 9 млн лет практически исчез в течение первых 50 млн лет земной истории. В отличие от дочернего сидерофильного изотопа ¹⁸²W, гафний — литофильный. При дифференциации планеты на железное ядро и силикатную мантию ¹⁸²W стремился уйти в ядро, а ¹⁸²Hf оставался в мантии (рис. 2). Если бы ядро сформировалось сразу после аккреции, то дочерний изотоп остался бы вместе с родителем в мантии и соответствовал составу хондритов. Мантия по сравнению с хондритом обеднена вольфрамом (Hf/W = 19 и 1,1 соответственно), что указывает на формирование ядра в некотором интервале геологического времени, в течение которого вольфрам вместе с железом частично перераспределились в ядро. На основе изотопного состава вольфрама в земной мантии минимальное время, необходимое для образования ядра, оценивается в 34 ± 7 млн лет после начала аккреции Земли [7].

Рис. 2. Дифференциация Земли в хаотичный эон. Слева — модель образования ядра [6]. Большое значение при формировании ядра играли глубокие магматические бассейны силикатного расплава, образовавшиеся при столкновении Земли с большими астероидами. Крупнейшее столкновение привело к плавлению верхних оболочек Земли до глубины 700 км. Капли сидерофильных элементов, возникавшие при плавлении смешанного железокаменного материала, погружались на дно магматических бассейнов и образовывали крупные скопления более плотного расплавленного металла, который стекал через нижнюю мантию в формирующееся ядро. Справа — время формирования ядра согласно распаду ¹⁸²Hf ? ¹⁸²W (период полураспада 8,9 млн лет). Через 20 млн лет образовалась большая часть ядра, а через 50 млн лет — все ядро. Примерно через 30 млн лет после возникновения Солнечной системы Земля столкнулась с космическим телом, по массе близким Марсу. В космос было выброшено силикатное вещество мантии, которое послужило строительным материалом для Луны

Таким образом, дифференциация вещества Земли началась практически с момента ее образования. Столкновение формирующейся планеты с крупными астероидами, а также тепло радиоактивного распада (в первую очередь короткоживущих изотопов) вызывали плавление ее силикатной оболочки с образованием магматических океанов. При высокой температуре и давлении 20–23 ГПа происходило разделение магмы на силикатный и железный расплавы [6]. Уже через первые 5–8 млн лет объем Земли был близок к половине его нынешнего размера. Удары крупных астероидов могли образовывать магматические бассейны глубиной до 400 км. Расплавы железа, как более тяжелые, накапливались на его дне, а затем «проваливались» вниз, наращивая ядро [6].

Исключительным событием в хаотичном эоне стало формирование Луны, сыгравшей важную роль в дальнейшем развитии нашей планеты. Большинство исследователей считают, что причина ее образования — столкновение Земли с крупным космическим телом, по размеру близким к Марсу. Предполагается, что такая космическая катастрофа произошла спустя 30 млн лет после образования Солнечной системы [8]. Это согласуется с последними оценками минимального возраста нашего спутника — 4,51 млрд лет, полученными по циркону из лунных пород. Масса Земли тогда уже составляла около 93% ее современной массы [8]. К тому времени сформировалась и большая часть ядра Земли (см. рис. 2). Столкновение небесных тел изменило наклон оси вращения Земли к оси ее орбиты, составивший 23° [9], что способствовало, как считает Конди, установлению благоприятных климатических условий для существования жизни. В то же время косой удар обусловил выброс значительной части мантийного (силикатного) вещества, которое пошло на формирование Луны [9]. Ядро же Земли этим столкновением затронуто не было. Действительно, породы Луны обеднены сидерофильными элементами, а также изотопом ¹⁸²W, что указывает на возникновение удара после формирования значительной части земного ядра.

В результате столь мощного импакта произошло массовое плавление мантии Земли с образованием глубокого (до 700 км) магматического океана, эволюция которого способствовала вещественной дифференциации верхних оболочек планеты в гадейское время.

Название гадейского эона происходит от имени Гадеса — древнегреческого бога подземного мира, — указывая тем самым на «адские» условия на Земле в то время. Новая эпоха началась после формирования системы Земля — Луна. Выделение гадейского эона (как распознаваемой эпохи в истории Земли) началось после обнаружения в конце ХХ в. на западе Австралии в осадочных породах гор Джек Хиллс обломков циркона Zr[SiO₄] с возрастными характеристиками, уходящими за известную к тому времени границу геологической истории. Следует отметить, что циркон — великолепный геохронометр, устойчивый к самым экстремальным геологическим воздействиям (высоким температуре и давлению). Находка обломков цирконов с возрастом их центральных частей в 4,376 млрд лет стала мировой сенсацией. Наиболее интенсивно эти цирконы начали изучаться в последние два десятилетия, когда появилось аналитическое оборудование новейшего поколения, позволяющее проводить разнообразные (в том числе геохимические и изотопные) исследования в точке. Обобщающая работа по изучению цирконов Джек Хиллс была выполнена О. Нэбелом с соавторами [10]^*. Основные результаты также приведены и в нашей работе [8]. Возникновение этих цирконов связывается с кристаллизацией первых гранитоидных (кислых) расплавов, которые образовались при плавлении первичной основной (базальт-коматиитовой) континентальной коры при воздействии на нее восходящих горячих потоков (плюмов) мантии. Астероидно-метеоритные бомбардировки, имевшие в гадее большой масштаб и, как отмечалось, продолжавшиеся до стабилизации орбит Юпитера и Сатурна, разрушали первичную континентальную кору [8]. Ее фрагменты смешивались с мантией и плавились. Цирконы же, устойчивые до температуры более 1690°С, сохранялись и со вновь образованными порциями магм возвращались на поверхность, принимая участие в формировании новой коры. При плавлении уже этой коры цирконы концентрировались в остаточных кислых расплавах и служили затравками для новых их генераций. Подобный процесс неоднократного вовлечения циркона в разные субстраты плавления, называемый рециклингом, мог повторяться до тех пор, пока Земля подвергалась массированным астероидным бомбардировкам, т. е. вплоть до архейского времени.

Цирконы с гадейскими возрастными характеристиками установлены также в архейских породах Гренландии, Канады, Северного Китая, Северной Америки и Южной Африки [8, 10]. Это говорит о том, что условия для их возникновения в гадейской коре существовали практически повсеместно. Детальное изучение цирконов показало, что пик возрастов в разных их генерациях пришелся на 4,25 млрд лет, что позволяет предполагать наиболее быстрый рост гадейской земной коры именно в тот период. Относительный пик значений возраста приходится также на 4,1 млрд лет, а цирконов возрастом 3,9–4,0 млрд лет очень мало. Это время определяется как окончание гадейского эона. Именно тогда произошла последняя тяжелая бомбардировка Земли и Луны и, очевидно, резко сократился процесс рециклинга цирконов, связанный с их насильственным мгновенным перемещением в область плавления.

Большое значение для понимания геологических условий, существовавших на нашей планете в гадейское время, имеет изучение цирконов в породах Луны, которые были доставлены на Землю экспедициями «Аполлон-14» (1971 г.) и «Аполлон-17» (1972 г.). Возраст лунных цирконов лежит в диапазоне 4,0–4,35 млрд лет [10], т. е. они формировались одновременно с гадейскими. Образование лунных цирконов происходило при высоких температурах (~920–1140°С), а земных — при средних (~700°С) [10, 11]. Отличаются земные и лунные цирконы также по нормированному содержанию в них редкоземельных элементов (рис. 3). В земных цирконах четко видна положительная аномалия церия. Она свидетельствует об окислительных условиях кристаллизации расплавов, способствовавших вхождению церия валентностью +4 в структуру минерала. Об окислительных условиях на Земле в гадейское время свидетельствуют также данные по изотопному составу кислорода в цирконах [10]. В отличие от земных, лунные аналоги формировались в восстановительной среде. Они к тому же обладают и характерной микроструктурой. В них установлено присутствие локальных участков перекристаллизации и аморфизации, выявляются пластические деформации, разрывы и трещины, т. е. типичные следы импактных структур [12]. Судя по всему, эти кристаллы подвергались метеоритным бомбардировкам. В земных цирконах таких структур не наблюдается, что указывает на меньшее влияние астероидных ударов на образование данных минералов.

Рис. 3. Нормированные содержания редкоземельных элементов в лунных и земных (гадейских) цирконах. Температура образования лунных цирконов 920–1140°, а земных — 700° [10, 11]

Несмотря на общий пессимизм в отношении сохранности гадейской коры после переработки ее мощнейшими астероидными бомбардировками, похоже, что ее фрагмент все же был обнаружен. Ему соответствует Нуввуагитугский (Nuvvuagittuq) зеленокаменный пояс на северо-восточном побережье Гудзонского залива в Канаде, изученный в самые последние годы [13]. Его центральная часть (серия Ujaraaluk) сложена основными и ультраосновными вулканическими и интрузивными породами, возраст которых по соотношению продуктов распада короткоживущей (¹⁴⁶Sm ? ¹⁴²Nd; T_1/2 = 68 млн лет) и долгоживущей (¹⁴⁷Sm ? ¹⁴³Nd; T_1/2 = 106 млрд лет) изотопных систем оценен в ~4400 млн лет. Полученные оценки позволяют говорить об этих породах как о древнейшей коре Земли, которая сформировалась после гигантского импакта, приведшего к образованию Луны [13].

По завершении аккреции Земли и обособлению ее ядра (т. е. к концу гадейского эона) температура мантии была в 1,2 раза выше современной [1], а перенос тепла и вещества из глубин Земли к поверхности обеспечивался общемантийной конвекцией. На поверхности Земли располагались крупные лавовые плато, подобные лунным морям. Кора наращивалась за счет излияний базальтов и коматиитов, питаемых мантийными плюмами, а также за счет подслаивания снизу магм, внедрявшихся в основание коры. Такой тип развития коры выделяется как режим тектоники покрышки^** [14]. Значительные лавовые платоизлияния, массивные метеоритные бомбардировки и общемантийная конвекция служили основными механизмами, определявшими развитие Земли в гадейское время.

Эры самоорганизации Земли

После тяжелой бомбардировки около 4,0–3,9 млрд лет назад [2, 15] космический фактор перестал играть ведущую роль в формировании и разрушении коры Земли. Характер геологических процессов стал определяться механизмами «самоорганизации» недр планеты, которые упорядочили строение и состав всех ее оболочек. С того же времени в структурах верхней оболочки Земли (в ее коре) прослеживается поддающаяся расшифровке летопись событий, которая позволяет с той или иной степенью детальности реконструировать историю нашей планеты.

Архейская эра представляет собой наиболее ранний отрезок, доступный для изучения. Он начался с прекращения тяжелых астероидных бомбардировок и продолжался более миллиарда лет (3,9–2,5 млрд лет назад). В ту эпоху широкое развитие приобрели основные и ультраосновные (коматииты) вулканические породы, а также кислые породы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) серии. Совместно они образуют гранит-зеленокаменные пояса в фундаменте древних платформ.

Об обстановке формирования этих пород позволяют судить данные по изотопному составу кислорода в цирконах архейских гранитоидов, варьирующему в пределах: ?¹⁸О = 6–7‰. Подобное постоянство свидетельствует о слабом развитии процессов выветривания, способствующих фракционированию изотопов кислорода. Соответственно, можно говорить о слабой дифференцированности рельефа в архее с преобладанием ландшафтов типа лавовых равнин (подобных равнинам Луны и Марса), а также о развитой гидросфере, которая изолировала каменную оболочку от воздействия атмосферы [16]. Такой тип развития соответствует режиму lid-tectonics и свидетельствует о доминировании в то время механизмов общемантийной конвекции с участием мантийных плюмов. Восходящие мантийные потоки питали лавовые платоизлияния, наращивая тем самым мощность коры. В результате ее основание погружалось в глубины, где происходила трансформация пород в эклогиты. Плавление последних под влиянием тех же мантийных плюмов вело к образованию магм, исходных для пород тоналиттрондьемит-гранодиоритовой серии.

Вопрос о появлении кислых пород ТТГ-серии — принципиальный для понимания геологических процессов в архее. В современных геологических структурах подобные породы образуются преимущественно в обстановках, связанных с зонами субдукции. Однако в те далекие времена процессы тектоники литосферных плит (включающие в качестве основного элемента субдукцию) не имели широкого развития [1, 17]. Указанный выше механизм образования кислых магм за счет плавления низов базитовой коры не так давно обоснован на примере тоналит-трондьемит-гранодиоритового комплекса Минто Блок (Minto Block) на севере Канады [18]. В детализированном виде предложенная модель включает подъем мантийного плюма к основанию коры, плавление его головной части и поступление расплавов не только на поверхность, но и на разные уровни коры (рис. 4). Тепло, привнесенное расплавами в кору, вызывало ее плавление. Продуктами последнего стали тоналитовые магмы, которые поднимались вверх, образуя крупные внутрикоровые линзы. Последующие воздействия плюма на кору вовлекали в плавление тоналиты первого этапа. В результате появлялись все более кислые расплавы — вплоть до гранодиоритов. Предложенная модель полностью согласуется с современной обстановкой океанического плато и не требует образования зон субдукции [18].

Рис. 4. Модель формирования тоналитовых расплавов под влиянием мантийных плюмов в ранней истории Земли [18]: а — мантийный плюм — источник расплавов (М1), образующих мощную вулканическую кору; расплавы, задержавшиеся в ее основании, подплавляют ее и формируют тоналитовые расплавы (Т1); б — более легкие расплавы Т1 поднимаются в кору; реститы и кумуляты (Е1) погружаются в мантию, где частично смешиваются со второй генерацией мантийных расплавов (М2); в — расплавы М2 воздействуют на основание коры и плавят участвующий в ее строении материал; формируется вторая генерация менее плотных тоналитовых расплавов (Т2); г — с прекращением второго импульса магматизма низы коры остывают, частично отслаиваются и погружаются в мантию; этот процесс провоцирует мантийное плавление с образованием расплавов М3. Их воздействие на ранее сформированные тела М2 и реликты лав приводит к формированию третьей генерации тоналитов и гранодиоритов Т3 и реститов генерации Е3

Архейская эра была временем поступления высокого теплового потока из недр Земли. Это послужило причиной высокой степени плавления мантии и образования больших объемов высокотемпературных магм с содержанием MgO ? 32% [19, 20]. Потеря тепла привела к тому, что к окончанию архея внутри Земли формируется внутреннее металлическое ядро. Сейчас трудно сказать, как это сказалось на дипольном характере земного магнитного поля, но именно с конца архея в породах начинают определяться палеомагнитные характеристики, которые в руках геологов стали инструментом для распознавания важных событий геологического прошлого, прежде всего — для реконструкций древних континентов.

В соответствии с геологическими и палеомагнитными данными, первый суперконтинент Кенорленд возник около 2700 млн лет назад [1]. С этого момента в геологической истории Земли наступила эпоха суперконтинентальных циклов [21]. Их важная характеристика — перемещение континентальных масс в горизонтальном направлении — стала свидетельством зарождения в конце архея механизмов тектоники литосферных плит. Тем не менее до их доминирования оставалось еще около 700 млн лет.

Эпоха от 2,7 до 2,0 млрд лет — переходная между тектоникой ранней (>2700 млн лет) Земли и современной тектоникой [17, 22]. В этот интервал времени закончилось формирование основных внутренних оболочек планеты, на границе ядра и мантии возник слой D??, в результате развития процессов субдукции произошло разделение мантии на верхнюю и нижнюю, а общемантийная конвекция сменилась двухъярусной.

Переходный период четко фиксируется по смене целого ряда фундаментальных характеристик (рис. 5), отразивших изменение состава источников магматических и осадочных пород, а также условий их формирования [22]. Тогда радикально модифицировались такие важные эндогенные системы Земли, как магматизм и магматогенное рудообразование. Если в гадее и архее ведущими магматическими ассоциациями были коматиит-базальтовые и трондьемит-тоналит-гранодиоритовые, то в переходный период их арсенал резко расширился. Появились новые группы и семейства пород, в том числе известково-щелочной, субщелочной и щелочной серий. В тот период резко возросла роль магматических ассоциаций андезит-дацитового ряда, которые несли метки формирования в субдукционных условиях. Стали проявляться принципиально новые рудообразующие процессы, существенно расширившие круг эндогенных полезных ископаемых в структурах коры. Начали формироваться полиметаллические месторождения, редких и благородных металлов и редких земель.

Рис. 5. Корреляции вещественных параметров, характеризующих состояния земных оболочек и мантийных разновременных слоев в процессе эволюции планеты [22]: а — распределение возрастов цирконов и соответствующих им модельных (по изотопам Hf) возрастов [23]; б — вариации изотопного состава кислорода (?¹⁸O) в цирконах из гранитоидов [16]; в — вариации изотопного состава неодима ?Nd в породах раннего архея, зеленокаменных поясов и конвергентных границ плит [1]; г — вариации изотопного состава стронция (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) в морской воде в течение геологической истории [1]; д — соотношения океанических базальтов, не связанных с магматическими дугами (NAB) и связанных с ними (AB), в течение всей геологической истории [1]; е — изменение доли коматиитов в составе магматических поясов в течение геологического времени [24]; ж — вариации и максимальные содержания MgO в коматиитах и пикритах, связанных с остыванием окружающей мантии [19]

К рубежу ~2,7 млрд лет относятся изменения изотопного состава Nd в продуктах мантийного плавления. В магматических ассоциациях стали преобладать породы с характеристиками деплетированной (верхней, геохимически истощенной) мантии. Этот факт указывает на то, что к концу архея завершилось разделение мантии на верхнюю и нижнюю, более обогащенную несовместимыми элементами.

К этому времени относится также возникновение первой суши. Раньше поверхность Земли была слабо дифференцирована и в основном покрыта водами Мирового океана. 2,5 млрд лет назад размеры суши достигли таких объемов, которые отразились в составе отложений, и в частности в изотопном составе стронция морских вод (см. рис. 5, г). Он формируется из двух основных источников: лав, излившихся на дно океана, и осадков, образовавшихся при разрушении континентальной коры. Изотопный состав стронция в карбонатах архейского океана практически равновесен с породами основных и ультраосновных лав его ложа. Примерно 2,7 млрд лет назад отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатах (см. рис. 5, г) начало отличаться от мантийного и с тех пор постепенно растет. Это указывает на появление в водах океана дополнительного источника стронция с характеристиками континентальной коры и, соответственно, на образование в поверхностных структурах Земли суши, поставляющей осадочный материал в океаны.

Близкие выводы о времени формирования континентальной коры и суши следуют также из данных по изменению изотопного состава кислорода (?¹⁸O) в источнике магматических пород (см. рис. 5, б). Смена источников связывается с возникновением осадочных пород, образовавшихся в результате размыва материковой суши, т. е. с появлением ее значительных объемов. Формирование материков сопровождалось ростом поднятий, породы которых подвергались интенсивному химическому выветриванию. Обогащенные тяжелым изотопом кислорода (¹⁸O) измененные породы разрушались и слагали осадки, которые в дальнейшем стали источником гранитных расплавов. Этот процесс — основная причина роста величины ?¹⁸O в постархейских гранитоидах.

К границе архея и протерозоя относится и так называемая Великая кислородная революция (ВКР) — глобальное изменение состава атмосферы Земли, произошедшее 2460–2426 млн лет назад. Его результатом стало появление в атмосфере свободного кислорода, определившего смену восстановительных условий в атмосфере на окислительные. Природа этого события таит в себе много загадок. В земных недрах кислород, как правило, находится в связанной форме. В свободном виде он практически не может существовать, так как сразу расходуется на окисление горных пород и минералов. Эндогенная природа кислорода, появившегося в атмосфере на рубеже архея и протерозоя, скорее всего, исключается.

На Земле важнейший механизм высвобождения кислорода из химически связанного состояния в свободную форму — фотосинтез. В ранние эпохи развития фотосинтезирующими организмами были цианобактерии. Можно предположить, что на рассматриваемое время пришлась вспышка образования сообществ этих микроорганизмов. Однако результаты обобщения геохимических исследований, выполненные Т. Лайонзом с соавторами, показывают, что в архее продуцировалось столько же органического углерода, сколько и в более поздние геологические эпохи [26]. Это позволило авторам сделать вывод, что, хотя фотосинтетики и существовали в архее, их деятельность была вторичной по отношению к доминирующим анаэробным процессам. Выделяемый ими кислород практически сразу расходовался на окисление горных пород и растворенных соединений гидросферы.

Ответ на вопрос о природе ВКР и ее приуроченности к границе архея и протерозоя пришлось искать в совокупности таких геологических процессов, которые могли изменить условия в атмосфере и тем самым способствовать образованию свободного кислорода. Исследования, проведенные в Южной Африке, показали, что появление свободного кислорода, зафиксированное горизонтами окисленных пород и минералов, тесно сопряжено с принципиально новыми геологическими процессами. К их числу относится и образование суперконтинента Кенорленд, т. е. первой суши в более или менее значимых размерах; и гуронское оледенение, охватившее всю Землю; и распад суперконтинента под действием мантийного плюма. Эти процессы сопровождались изменениями характера магматизма. В том числе менялся состав вулканических газов, а соответственно, и химические составы океана и атмосферы. Предполагается, что в атмосфере уменьшилось количество сернистых газов и метана, на окисление которых тратился весь свободный кислород. Возможно, одним из следствий таких изменений стало снижение количества парниковых газов, послужившее толчком для глобального оледенения. В условиях суши деятельность фотосинтетиков способствовала поступлению кислорода прямо в атмосферу. В ней неокисленных соединений содержалось существенно меньше, чем в водной среде, которая доминировала на поверхности Земли в более ранние времена. Это обеспечивало большую сохранность кислорода в атмосфере и дальнейшее его накопление. В решении проблемы ВКР еще много вопросов, связанных с реконструкцией развития органического мира на ранних стадиях развития нашей планеты. Но они уводят в сторону от темы нашего повествования и потому здесь не обсуждаются. Нам представляется, что имеющиеся данные позволяют сейчас сделать следующий промежуточный вывод. Несмотря на то что ВКР не была результатом конкретного геологического процесса, она стала следствием кумулятивного эффекта от серии геологических событий, которые создали условия для появления свободного кислорода в атмосфере Земли и тем самым способствовали ускорению эволюции живого вещества.

Характер развития Земли 2,7–2,0 млрд лет назад, очевидно, связан с процессами, протекающими во внутренних оболочках планеты, а также с формированием новых. Во-первых, как уже отмечалось, на рубеже 3,0–2,7 млрд лет назад стали активно проявляться элементы тектоники плит. Это вело к тому, что часть погружающихся литосферных плит оставалась на границе верхней и нижней мантии, разделяя ее и создавая условия для формирования двухъярусной конвекции. Меньшая часть субдуцируемой литосферы погружалась до границы ядро — мантия и, очевидно, 2,7–2,0 млрд лет назад послужила основой для формирования слоя D?? — пограничного между ядром и мантией. В какой-то степени этот процесс можно наблюдать по изменению состава глубинных плюмов, поднимавшихся от границы ядро — мантия (см. рис. 5, ж), что детально описано Л. Кэмпбеллом и Р. Гриффитсом [19]. Магма таких плюмов 3,4–2,7 млрд лет назад содержала постоянное количество MgO — около 32±2,5 мас.%, что соответствовало температуре расплавов не менее 1650±5°С. Как полагают авторы указанной работы, архейские плюмы формировались на термальной границе, отвечающей поверхности ядра. Их температура оставалась постоянной и соответствовала температуре внешнего жидкого ядра, которая сохранялась благодаря буферирующему эффекту кристаллизации внутреннего твердого железно-никелиевого ядра. 2,7 млрд лет назад плотная субдуцированная литосфера стала накапливаться на внешней границе ядра, создавая разделяющий мантию и ядро изоляционный слой D??, который последовательно понижал тепловой поток из ядра, а соответственно, и температуру глубинных плюмов (см. рис. 5, ж). Постепенно толщина этого слоя достигла критических значений, необходимых для формирования внутренней конвекции [19]. Слой D?? изолировал мантию от непосредственного контакта с ядром, что и вызвало понижение температуры на их общей границе. Если на верхней границе ядра температура составляет около 3800–4200 К, то на верхней границе слоя D?? — 2700–2800 К [28]. Таким образом, буферный слой D?? при своей средней мощности около 200 км обеспечил перепад температур более чем в 1000 К и стал регулятором снижения температуры в основании мантии.

Процессы формирования слоя D?? и тектоники плит оказались тесно связанными, хотя и разделяются практически всем объемом мантии. Если слой D?? регулирует взаимодействие ядра и мантии, то субдукция послужила причиной интенсивной переработки и дифференциации земной коры и верхней мантии. В результате порожденных субдукцией процессов магматизма и метаморфизма кора разделилась на нижнюю, существенно базитовую, и верхнюю, обогащенную гранитным веществом. Важным агентом в этих трансформациях стала морская вода, вовлеченная совместно с субдуцированной литосферой в мантию. Она рециклировала (т. е. вновь перемещалась к поверхности), понижая температуру плавления мантии и низов коры, способствовала образованию расплавов с широким спектром составов, а также их обогащению металлами, редкими элементами и др. В конечном итоге благодаря процессам субдукции возникло большинство месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых. Схематично смена стилей тектонических движений от гадейского эона до переходного периода показана на рис. 6.

Рис. 6. Эволюция стилей геодинамического развития Земли 4,5–2,7 (2,0) млрд лет назад [22]. В гадее первичная кора наращивалась за счет излияний, питаемых восходящими мантийными плюмами, и разрушалась при астероидных бомбардировках. В архее происходил рост коры за счет длительных платокоматиитовых излияний. По достижении большой мощности ее нижние горизонты подвергались эклогитизации. В дальнейшем эклогитизированные блоки погружались до границы ядра и мантии, где они закладывали основу для формирования слоя D??, который изолировал ядро; мантия охлаждалась, изменялась система конвективных потоков. Фазовые переходы в минералах разделили мантию на верхнюю и нижнюю. Постархей — протерозойский переходный период характеризовался началом и эволюцией процессов субдукции, формированием зон спрединга и ростом горных сооружений

Поздние эпохи

Итак, окончательное изменение в составе отдельных оболочек Земли произошло 2,0 млрд лет назад [22]. К тому времени завершилось формирование деплетированной мантии нашей планеты, которая потеряла значительную часть литофильных элементов, перешедших в континентальную кору. Произошла дифференциация последней на базитовый и гранитный слои. Геологическим показателем такой дифференциации стало образование на рубеже 1,9 млрд лет огромной массы гранитов-рапакиви, обогащенных литофильными элементами. Деплетированная мантия стала основным поставщиком базальтов срединно-океанических хребтов.

С того времени в развитии Земли четко прослеживаются суперконтинентальные циклы [29]. Начало им, как уже отмечалось, положило образование в конце архея суперконтинента Кенорленд, который прекратил свое существование 2,1 млрд лет назад. Около 1,8 млрд лет назад возник суперконтинент Колумбия (или Нуна), распавшийся 1,4 млрд лет назад. Позднее, около 1 млрд лет назад, сформировался суперконтинент Родиния, прекративший свое существование 0,8–0,7 млрд лет назад. Около 300 млн лет назад образовался суперконтинент Пангея, раскол которого начался в ранней юре (200–180 млн лет назад) и привел к обособлению современных континентов.

Общее в этих суперконтинентальных циклах — смена доминирующих геодинамических механизмов. На ранней стадии образования суперконтинентов ведущую роль играли механизмы тектоники плит, определявшие перемещение отдельных блоков (континентов и микроконтинентов) к общему центру [22]. Блоки сталкивались, и вдоль их границ формировались орогенные пояса. Субдуцированная литосфера (главным образом океаническая) погружалась в мантию. Значительная ее часть сохранялась на границе верхней и нижней мантии, другая же отрывалась и в виде фрагментов слэбов погружалась до слоя D??, нарушая сложившееся в нем термальное равновесие. В результате формировался поток горячей мантии, который восходил от слоя D?? и компенсировал поступление в низы мантии фрагментов литосферных слэбов. Этот поток в виде огромного гриба (суперплюма) поднимался до границы нижней и верхней мантии, где преобразовывался в серию небольших плюмов. Последние воздействовали на литосферу суперконтинента, раскалывая его на более мелкие континентальные массы [30].

Еще один значительный процесс после рубежа 2,0 млрд лет — образование Африканского и Тихоокеанского горячих полей мантии [31], или мантийных провинций с пониженными скоростями сейсмических волн [32]. Соответствующие этим событиям мантийные пертурбации, по-видимому, нашли отражение в свинцовой изотопной системе базальтов океанических островов и срединно-океанических хребтов. На рис. 7 видно, что их составы образуют тренд, наклон которого соответствует возрастной зависимости в 1,8 млрд лет [33]. Этот тренд позволяет оценить возраст существующей гетерогенности мантии. Низкоскоростные мантийные провинции (суперплюмы) по сравнению с окружающей мантией более горячие. Они представляют собой восходящие мантийные потоки и играют важную роль в современной геодинамике Земли. Например, Африканское горячее поле мантии сыграло роковую роль в судьбе Пангеи, вызвав продолжающееся до сих пор ее дробление. Таким образом, именно последние 2 млрд лет геологической истории отвечают окончательному становлению современного стиля тектонических движений на Земле. Выделение деплетированной мантии (источника базальтов срединно-океанических хребтов) можно определить по изменению изотопов стронция, которые показывают, что этот мантийный резервуар образовался также около 2,0 млрд лет назад [34].

Рис. 7. Графики, определяющие время формирования деплетированного (астеносферного) слоя мантии (источника базальтов срединно-океанических хребтов, MORB) и обогащенных базальтов океанических островов (Африканского и Тихоокеанского горячих полей мантии) [21]. Слева — состав изотопов стронция, показывающих время отделения деплетированной мантии [34]. Справа — график изменения состава изотопов свинца в базальтах MORB, OIB (океанических островов) и HIMU (с высоким ? = U/Pb) [33]. Темно-синяя линия — тренд эволюции состава мантии (от момента образования Земли до настоящего времени) с величиной ? = 8. Красная линия — тренд изменения состава обогащенной мантии с величиной ? = 22. Пунктирная черная линия аппроксимирует изотопные составы разных базальтов и отвечает времени (около 1,8 млрд. лет назад) образования их источников в составе мантии

Уникальная планета

Уникальность Земли определяется, во-первых, ее положением в той части Солнечной системы, где возможно возникновение жизни; во-вторых, особыми условиями ее внутреннего саморазвития, которые создали предпосылки для появления живых организмов и их эволюции вплоть до высших форм. На нашей планете реализовались геологические механизмы, обусловившие образование многочисленных месторождений полезных ископаемых, без использования которых возникновение человеческой цивилизации было бы невозможно.

И ныне наша планета остается тектонически активной. В геологических процессах, которые определяют формирование различных структур на континентах и в океанах, образование полезных ископаемых, естественные изменения окружающей среды и климата, принимают участие все оболочки Земли, включая атмосферу и гидросферу. Конечно, окончательно понять роль каждой оболочки в эволюции планеты пока еще нельзя, но очертить их значение попробуем.

Ядро, формирующее магнитное поле, определяет главное наше комфортное существование, не допуская на поверхность Земли смертоносные космические лучи. Внешнее ядро по плотности отличается от внутреннего, что, скорее всего, связано с наличием в нем легких летучих компонентов, которые, поднимаясь в слой D??, вызывают образование плюмов. В одной из последних сводок, выполненной К. Литасовым и А. Шацким, говорится, что легкими компонентами ядра могли быть Si, S, O, C, H и N [28]. Понятно, что они сохранились в жидком ядре во время кристаллизации внутреннего металлического, но когда и как они первоначально оказались в ядре, пока не ясно.

Мантийные плюмы, поднимаясь от ядра к поверхности, несут энергию для взаимодействия двух верхних оболочек — литосферы и астеносферы. Плюмы — важнейший элемент нижнемантийной конвекции. Их подъем вверх компенсируется погружением холодного субдуцированного вещества вниз, в слой D??. Нижнемантийная конвекция поддерживает мелкоячеистую верхнемантийную конвекцию.

Происходящие на Земле процессы отражены в ее современном рельефе, который чрезвычайно разнообразен — от обширных океанических котловин и континентальных равнин до узких горных систем, островных дуг и цепочек островов. Активные геологические процессы проявляются в виде сейсмических катастроф, вулканизма, гидротермальной (в том числе рудообразующей) деятельности. Кроме того, они во многом определяют климат планеты, состояние атмосферы и гидросферы.

В значительной степени характер современной активности Земли обусловлен механизмами тектоники литосферных плит, в которой взаимодействуют два слоя — литосфера и астеносфера. Они определяют формирование литосферных плит, рождение и закрытие океанических бассейнов, а вместе с веществом плюмового магматизма способствуют образованию месторождений полезных ископаемых. Рост гор, их разрушение, а также различные газы, поступающие из недр планеты, определяют изменения климата, появление холодных и теплых периодов, к приходу которых человечество должно готовиться.

Так схематично можно представить современную геолого-тектоническую жизнь нашей планеты.

Познавать историю Земли и понимать ее дальнейшее развитие необходимо для жизни последующих поколений землян, а также чтобы постичь устройство других планет и Космоса в целом.

Исследования выполнены при финансовой поддержке гранта Президента РФ (НШ-9638.2016.5) и Программы Президиума РАН № 15.

Литература
1. Condie K. C. Earth as an evolving Planetary System. Elsevier, 2011.
2. Батыгин К., Лафлин Г., Морбиделли А. Рожденные из хаоса // В мире науки. 2016. № 7. С. 16–27.
3. Лин Д. Происхождение планет // В мире науки. 2008. № 8. С. 22–31.
4. Masset F., Snellgrove M. Reversing type II migration: resonance trapping of a lighter giant protoplanet // Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 2001. V. 320. № 4. L55–L59.
5. Goldblatt C., Zahnle K. J., Sleep N. H., Nisbet E. G. The eons of chaos and hades // Solid Earth. 2010. V. 1. P. 1–3.
6. Wood B. The formation and differentiation of Earth // Physics Today. 2011. V. 64. № 12. P. 40–45.
7. Костицын Ю. А. Возраст земного ядра по изотопным данным: согласование Hf—W и U—Pb систем // Геохимия. 2012. № 6. С. 531–554.
8. Кузьмин М. И. Докембрийская история зарождения и эволюции Солнечной системы и Земли. Статья I // Geodynamics & Tectonophysics. 2014. V. 5. № 3. P. 625–640.
9. Хейзен Р. История Земли (от звездной пыли — к живой планете). М., 2015.
10. Nebel O., Rapp R. P, Yaxley G. M. The role of detrital zircons in Hadean crustal research // Lithos. 2014. V. 190–191. P. 313–327.
11. Taylor D. J., McKeegan K. D., Harrison T. M. Lu—Hf zircon evidence for rapid lunar differentiation // Earth and Planet. Sci. Lett. 2009. V. 279. P. 157–164.
12. Grange M. L., Pidgeon R. T., Nemchin A. A. et al. Interpreting the U—Pb data from primary and secondary features in lunar zircon // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2013. V. 101. P. 112–132.
13. O’Neil J., Carlsona R. W., Paquetteb J.-L., Francisc D. Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt // Precamb. Res. 2012. V. 220–221. P. 23–44.
14. Debaille V., O’Neill C., Brandon A. D. et al. Stagnant-lid tectonics in early Earth revealed by ¹⁴²Nd variations in late Archean rocks // Earth and Planet. Sci. Lett. 2013. V. 373. P. 83–92.
15. Bottke W. F., Vokrouhlicky D., Minton D. et al. An Archean heavy bombardment from a destabilized extension of the asteroid belt // Nature. 2012. V. 485. P. 78–81.
16. Valley J. W., Lackey J. S., Cavosie A. J. et al. 4,4 billion years of crustal maturation: oxygen isotope ratios of magmatic zircon // Contrib. Mineral. Petrol. 2005. V. 150. P. 561–580.
17. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В., Эрнст Р. Е. Тектоническая активность Земли на ранних этапах (4,56–3,4 (2,7?)) ее эволюции // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 815–832.
18. B?dard J. H. A catalytic delamination-driven model for coupled genesis of Archaean crust and sub-continental lithospheric mantle // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2006. V. 79. P. 1188–1214.
19. Campbell I. A., Griffiths R. W. Did the formation of D?? cause the Archean-Proterozoic transition? // Earth and Planet. Sci. Lett. 2014. V. 388. P. 1–8.
20. Ernst R. E. Large igneous provinces. Cambridge, 2014.
21. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В. Тектоника плит и мантийные плюмы — основа эндогенной тектонической активности Земли последние 2 млрд лет // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 1. С. 11–30.
22. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В. Изменение стиля тектонических движений в процессе эволюции Земли // Докл. АН. 2016. Т. 469. № 6. С. 706–710.
23. Condie K. C., Aster. R. C. Episodic zircon age spectra of orogenic granitoids: the supercontinent connection and continental growth. // Precamb. Res. 2010. V. 180. P. 227–236.
24. de Wit M. J., Ashwal L. D. Greenstone belts: what are they? // South African J. of Geology. 1995. V. 98. P. 505–520.
25. Магматические горные породы. Т. 6. Эволюция магматической истории Земли. М., 1987.
26. Lyons T. W., Reinhard C. T., Planavsky N. J. The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere // Nature. 2014. V. 506. P. 307–315.
27. Gumsleya A. P., Chamberlainb K. R., Bleekerd W. et al. Timing and tempo of the Great Oxidation Event // Proceedings of the National Academy of Sciences. 2017. V. 114. № 8. P. 1811–1816.
28. Литасов К. Д., Шацкий А. Ф. Состав и строение ядра земли. Новосибирск, 2016.
29. Li Z. X., Zhong S. Supercontinent — superplume coupling, true polar wander and plume mobility: plate dominance in whole-mantle tectonics // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2009. V. 176. P. 143–156.
30. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В. Мантийные плюмы Северо-Восточной Азии и их роль в формировании эндогенных месторождений // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 2. С. 153–184.
31. Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И. Внутриплитовый вулканизм и его значение для понимания процессов в мантии Земли // Геотектоника. 1983. № 1. C. 28–45.
32. Dziewonski A. M. Mapping the lower mantle: Determination of lateral heterogeneity in P-velocity up to degree and order 6 // J. of Geophys. Res. 1984. V. 89. P. 5929–5952.
33. Hofmann A. W. Mantle geochemistry the message from oceanic volcanism // Nature. 1997. V. 385. P. 219–229.
34. Кузьмин М. И. Тектоника литосферных плит и геохимия // Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск, 1987. С. 19–26.

^* Ссылки на других авторов можно найти в этой работе.

^** В гадей-архейское время верхняя каменная оболочка Земли была более или менее однородной. Ее сплошность нарушалась либо бомбардировкой астероидов, либо прорывом магмы глубинных плюмов. Оба эти процесса обеспечивали появление на поверхности магматических расплавов, наращивающих кору сверху. Такое состояние земной поверхности обозначается как «тектоника инертной покрышки», или, кратко, — «тектоника покрышки» (lid-tectonics).