Океаническая кора в архее Доказательством горячей архейской мантии является широкое проявление коматиитового вулканизма (t ≥ 1600 °С). Однако более высокие температуры мантии (до 1700 °С) маловероятны, поскольку они должны блокироваться буферированием из-за полного плавления перидотита при адиабатической декомпрессии, что привело бы к массовому излиянию коматиитовых лав, в этом случае они составляли бы весь объем зеленокаменных поясов. Поэтому большинство исследователей зеленокаменных поясов склоняются к модели плюмового происхождения коматиитов, что позволяет оценивать температуру архейской мантии всего на 100 °С выше современной. Она начинала плавиться на глубине около 92 км, продуцируя океаническую кору мощностью около 20 км [7]. Подтверждается, что скорость остывания верхней мантии должна составлять около 30 °С/млрд лет.
Экстраполируя кривую изменения температуры мантии от современного состояния до раннего архея, когда эти значения могли достигать 1500 °С, можно прийти к важному выводу – процессы частичного плавления архейской мантии при ее адиабатической декомпрессии должны протекать аналогично тому, как это происходит при формировании современных океанических плато, и, таким образом, последние являются наиболее подходящими моделями строения архейской океанической коры мощностью около 20 км. В качестве модели строения океанической архейской коры А. А. Щипанский [7] предлагает рассматривать глубинное строение Исландии, в котором четко выделяется два слоя – верхняя и нижняя кора. Верхняя кора по скоростным характеристикам сопоставляется со слоем 2 океанической коры, превышая мощность последней в 2 раза. По аналогии с Исландией можно полагать, что верхняя часть архейской океанической коры должна слагаться толеитами Е- или Т-типа MORB с некоторым количеством пикритов или коматиитовых базальтов, что свидетельствует о высокотемпературной мантии. Значительно меньшую часть объема лавового комплекса должны составлять вулканиты среднекислого состава, которые образуются при фракционной дифференциации основных расплавов или за счет частичного плавления амфиболов нижней коры, которая насыщена габбровыми или габбро-перидотитовыми силлами и расслоенными дайковыми роями. Переход к нижней коре фиксируется по резкому скачку продольных сейсмических волн с 6, 5 до 7, 1 км/с, что предполагает изменение химического состава коры – преобладание габбро-перидотитовых пород. К основанию нижней коры скорость продольных волн возрастает до 7, 5–7, 9 км/с, что находится в резком контрасте с данными по скоростной структуре базальных горизонтов океанических бассейнов (6, 7–6, 8 км/с).
Наиболее логичным объяснением высоких скоростей в нижней коре Исландии является присутствие значительного количества оливина. При низких степенях плавления перидотита на глубинах ≥ 70 км генерируется высокомагнезиальная магма (MgO ≈ 15–18 вес.%) пикритового состава с большим содержанием оливина, чем в наблюдаемых на поверхности толеитовых лавах (с содержанием MgO ≈ 6–8 вес.%). Таким образом, первичные расплавы должны испытывать сильную фракционную дифференциацию с ранней отсадкой оливина и накоплением в остаточном расплаве плагиоклаза. Нижняя кора Исландии мощностью ≥ 15 км представляет собой, скорее всего, реститовую смесь габброидно-амфиболитового и дунитового состава, что наиболее удачно удовлетворяет высокоскоростным характеристикам современных океанических плато [7].
Многие авторы интерпретируют мафит-ультрамафитовые разрезы зеленокаменных поясов как возможные аналоги офиолитовой ассоциации [7]. Наиболее древние офиолитовые комплексы являются палеопротерозойскими (комплексы Иормуа в Финляндии, Пуртуник в Канаде, Джеймстаунский в основании Барбертонского пояса в Южной Африке, Донгвези в орогенном поясе Северо-Китайского кратона). Все они свидетельствуют о том, что механизмы выведения офиолитов на поверхность существенно не отличались от того, что происходило в более молодые геологические эпохи. Кроме того, они указывают, что процессы спрединга и плавления сублитосферной мантии В. И. Сиротин ВЕСТНИК ВГУ, СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ, 2010, № 2, ИЮЛЬ–ДЕКАБРЬ 41 происходили уже в архее в надсубдукционной обстановке, что в архее уже существовали жесткие океанические плиты и что фрагментированные офиолитовые комплексы могут быть обнаружены во всех зеленокаменных поясах архея Циркумпацифики. Они также подтверждают, что мощность доархейской, архейской и палеопротерозойской океанической коры была в несколько раз больше мощности современной океанической коры, а в ее образовании принимали участие как субдукционные, так и мантийно-плюмовые процессы [7]. Доказательства субдукции в архее (и доархее?) Более высокая температура архейской мантии рождает идеи об особых условиях формирования континентальной коры и повышенной плавучести океанической коры, препятствующей реализации субдукции. Однако такой вывод оказывается слишком поверхностным, не учитывающим некоторые количественные характеристики архейской океанической коры. Кроме того, известны обширные сегменты океанической литосферы молодого возраста (менее 22 млрд лет) и мощностью ≥ 7, 0 км, которые субдуцируют. Численные (расчетные) модели субдукции при различных потенциальных температурах мантии показывают, что до температуры 1525 °С и при мощности океанической коры менее 22 км субдукция оказывается устойчиво возможной. Однако дальнейшее повышение температуры до 1600 °С, а мощности коры до 30 км блокируют субдукцию [7]. Для доказательства субдукции океанических архейских плато можно рассуждать от противного, т. е. допустить, что плато сформировались лишь только в результате плюм-тектоники, в этом случае должен образоваться мощный слой базит-ультрабазитового материала; пожалуй, единственным выходом из такого результата этой модели явилась бы его трансформация в условиях формирования континентальной коры, т. е. сам этот слой должен стать источником для формирования тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) серий, которые, как известно, составляют основной объем архейской континентальной коры. Имеющиеся данные геохимических и петрологических исследований архейских ТТГ-ассоциаций позволяют допускать их образование при частичном плавлении нижнекоровых частей мощных (> 30–50 км) мафитовых построек типа океанических плато, в основании которых предполагается трансформация амфиболита в эклогит. Экспериментальные работы [7] связывают образование ТТГ-серий с частичным плавлением метаморфизованных базитов в широком диапазоне давлений (8–32 кбар) и при температурах от 800 до 1100 °С, а именно эти параметры являются наиболее подходящими для зон субдукции океанических плит с высоким геотермическим градиентом. Таким образом, не исключается возможность их образования за счет плавления непосредственно нижних частей утолщенной архейской океанической коры мощностью ≥ 30 км. Такая модель образования ТТГ-ассоциаций является вполне вероятной. В качестве примера указываются архейские блоки Среднего Приднестровья, Украинского щита, кратон Пилбара в Западной Австралии, Онолотский зеленокаменный пояс одного из блоков Сибирского кратона. К этому перечню следует добавить «серогнейсовые комплексы» раннего докембрия северо-востока Балтийского щита, рассмотренные в работе [14]. Однако если признать эту модель образования ТТГ-ассоциаций действительной, то остаются проблемы глобальной плюмовой тектоники архея, поскольку при этом возникают новые проблемы, связанные, например, с флюидной водной массой, столь необходимой для генерации значительных объемов кислых расплавов. Поэтому авторы [7] склоняются к выводу, что большинство океанических плато и горячих точек в геологической истории Земли были субдуцированы и рециклированы в мантии. В противном случае если бы океанические плато были бы не субдуцируемыми, то они полностью заполнили бы океанические пространства примерно за 650 млн лет. Таким образом, авторы делают вывод, что существует гораздо больше аргументов за субдукцию в архее, и в этой модели образование ТТГ-ассоциаций связывается с частичным плавлением недигидратированной океанической коры, а не мантийного клина, как это считается, для современных субдукционных обстановок [7].