М. Кузьмин, В. Ярмолюк, Н. Горячев, А. Диденко. Эволюция Земли: от зарождения до появления ноосферы

Михаил Кузьмин, Владимир Ярмолюк, Николай Горячев, Алексей Диденко
«Природа» №11, 2021

В статье рассмотрена геологическая истории Земли от ее образования до сегодняшних дней. Наша планета зародилась в составе Солнечной системы спустя примерно 9.2 млрд лет после возникновения Вселенной. В хаотичный период (4568–4500 млн лет назад) произошли аккреция Земли, дифференциация ее на ядро и мантию и формирование Луны. В гадейский эон (4.5–4.0 млрд лет назад) началась геологическая история планеты. В течение этого времени ее формирование контролировалось постоянными астероидными бомбардировками. С раннего архея (4.0–3.1 млрд лет назад) космический фактор перестал быть определяющим, ведущую роль стали играть механизмы тектоники покрышки и мантийных переворотов, которые обеспечивали дифференциацию недр Земли в условиях их более высокого разогрева. В этот этап зарождается твердое железное ядро. В переходный период (3.1–2.0 млрд лет назад) значимым тектоническим режимом была тектоника малых литосферных плит, резко возросла скорость корообразования, в строении верхней мантии выделилась астеносфера, а в низах мантии сформировался слой D″. Поздний период геологической истории (<2 млрд лет назад) контролировался процессами глобальной тектоники, которая включала тектонику литосферных плит и тектонику мантийных плюмов. Она определяла суперконтинентальную цикличность развития Земли и резкое усиление металлогенического разнообразия в то время. В целом геологическая эволюция Земли отличалась усложнением строения, зарождением и упрочнением различных геосфер, включая биосферу и ноосферу. Главный ее итог — формирование на Земле условий для появления и успешного развития человека и человеческой цивилизации.

Об авторах

Михаил Иванович Кузьмин — академик РАН, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник Института геохимии имени А. П. Виноградова СО РАН. Ведущий специалист в области геохимии, тектоники и петрологии. Один из создателей нового направления в геологии — химической геодинамики. Лауреат Государственной премии РФ (1997) и Демидовской премии (2007). Награжден орденами Почета (1999), «За заслуги перед Отечеством» IV степени (2007) и Дружбы (2014). Почетный гражданин города Иркутска (2007).

Владимир Викторович Ярмолюк — академик РАН, доктор геолого-минералогических наук, заведующий лабораторией редкометального магматизма Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН. Занимается вопросами глубинной геодинамики, корообразующих процессов, изотопной геохимии, редкометалльного магматизма и связанных с ним месторождений. Лауреат премии имени Ленинского комсомола (1978), Государственной премии РФ (1997) и премии имени В. А. Обручева (2005).

Николай Анатольевич Горячев — член-корреспондент РАН, профессор, главный научный сотрудник Северо-Восточного комплексного научно-исследовательского института имени Н. А. Шило ДВО РАН и Института геохимии имени А. П. Виноградова СО РАН. Область научных интересов — геология и минералогия орогенных золоторудных месторождений, металлогения золота и серебра, связь магматизма и золотого оруденения в структурах востока Азии и северного обрамления Пацифики. Награжден медалью ордена «За заслуги перед Отечеством» II степени (2009).

Алексей Николаевич Диденко — член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник Института тектоники и геофизики имени Ю. А. Косыгина ДВО РАН, профессор Тихоокеанского государственного университета. Круг научных интересов охватывает проблемы геодинамики, палеомагнетизма и петромагнетизма, палеотектонических реконструкций. Лауреат премии имени А. Д. Архангельского РАН (2005), награжден медалью ордена «За заслуги перед Отечеством» II степени (2016).

В 2017 г. в журнале «Природа» была опубликована статья М. И. Кузьмина и В. В. Ярмолюка «Биография Земли: основные этапы геологической истории» (№6. С. 12–25). На протяжении нескольких лет мы с коллегами работали над монографией «Геологическая эволюция Земли: от космической пыли до обители человечества» [1]. В ней на основании современных данных рассмотрены проблемы образования и геологической эволюции Земли. Основной вывод этой книги таков: наша планета находится в постоянном развитии: у нее со временем усложняется внутренняя структура, меняются механизмы взаимодействия ее оболочек, появляются новые геосферы, создаются условия для успешного процветания жизни. В этой статье повествование пойдет об основных результатах проведенных исследований.

Место и время зарождения Солнечной системы

Большое значение имеет время возникновения Земли. При образовании Вселенной 13.7 млрд лет назад в результате Большого взрыва синтез элементарных частиц привел к появлению первых химических элементов — водорода и гелия, которые служили основным материалом для рождения звезд. В их ядрах шли термоядерные реакции, в результате которых возникали другие химические элементы. При взрывах сверхновых звезд происходило рассеивание этих элементов в межзвездном пространстве, но в целом ранняя Вселенная не содержала их в количестве, необходимом для появления планет, подобных Земле.

Солнечная система возникла спустя 9 млрд лет после зарождения Вселенной, когда в ней накопились в достаточном количестве различные химические элементы. Она образовалась в 27 тыс. св. лет от центра галактики Млечный Путь, в зоне (между 23 и 30 тыс. св. лет), которая считается наиболее благоприятной для появления жизни на планетах звездной системы [2]. Зарождение Солнечной системы обязано взрыву сверхновой звезды, который воздействовал на газопылевое облако и засеял его короткоживущими изотопами, позволившими расшифровать ранние стадии развития как всей Солнечной системы, так и прежде всего Земли.

Планетологи и астрономы полагают: менее чем за 100 тыс. лет в центре этой газопылевой туманности под воздействием гравитации возникла звезда (прото-Солнце), окруженная широким кольцом из газа и космической пыли. На ранних стадиях (около 2 млн лет) развития Солнечной системы произошло разделение планетарного диска на две части с разным соотношением каменного и газово-водно-ледяного вещества. Появилась естественная граница в протопланетном диске, разделившая область преобладания твердого вещества во внутренней части и область, куда была вытеснена основная доля легколетучих газов (в том числе воды и углекислого газа). Во внутренней части Солнечной системы начали формироваться эмбрионы планет земной группы, а во внешней — планеты-гиганты Юпитер и Сатурн.

Как показали К. Батыгин с соавторами, выполнившие моделирование начальной стадии формирования Солнечной системы, после своего образования Юпитер и Сатурн двигались во внутреннюю часть системы по направлению к Солнцу [3]. Под их гравитационным воздействием туда же устремилось большое количество каменных обломков в виде углистых хондритов, а также газово-водно-ледяные астероиды. Этот материал послужил основой при формировании планет земной группы. В дальнейшем в результате резонансных соотношений с внешним поясом астероидов, другими планетами-гигантами и между собой Юпитер и Сатурн переместились во внешнюю часть Солнечной системы, где и стабилизировались на орбитах, близких к их современному положению. Эта стабилизация завершилась около 4.0–3.9 млрд лет назад, вызвав последнюю крупную бомбардировку каменным материалом внутренних планет Солнечной системы [3].

Хаотичный эон в развитии Земли (4568–4500 млн лет назад)

Спустя 11 млн лет после зарождения Солнечной системы масса Земли составляла 63% от ее современных значений, а через 30 млн лет достигла 93%. На этой же стадии формирования Земли произошло образование ее железного ядра [4]. Конечно, хронология этих ранних событий — оценочная, и сделана она с большими допущениями. Формированию ядра планеты способствовал сильный перегрев Земли, в результате которого ее верхняя часть превратилась в «магматический» океан глубиной до 400 км. При высокой температуре и давлении 20–23 ГПа происходило разделение магмы на силикатную и железную [4]. Расплавы железа, как более тяжелые, «проваливались» вниз, наращивая ядро (рис. 1).

Время формирования ядра оценено на основе данных о распределении в силикатной оболочке Земли продуктов короткоживущих изотопных систем, в которых родительские и дочерние изотопы могли иметь разные геохимические свойства. Наиболее интересные в этом отношении результаты дала система ¹⁸²Hf → ¹⁸²W, в которой родительский изотоп ¹⁸²Hf (период полураспада около 9 млн лет) — литофильный элемент, связанный с силикатными породами, а дочерний изотоп ¹⁸²W — сидерофильный, стремящийся вместе с железом уйти в ядро. На основе данных об изотопном составе вольфрама в земной мантии минимальное время, необходимое для образования ядра, оценивается в 34±7 млн лет после начала аккреции Земли [5].

В хаотичный эон, т. е. уже в самом начале истории нашей планеты, сформировались важнейшие элементы внутренней структуры Земли. Помимо образования ядра произошло также разделение силикатной мантии на верхнюю (глубины до 410 км), переходную (410–670 км) и нижнюю (670–2891 км). Это расслоение мантии связано с фазовыми превращениями слагающих ее силикатов магния. Граница на глубине 670 км определяется эндотермическим превращением (Mg,Fe)₂SiO₄ (рингвудит) = (Mg,Fe)O + (Mg_iFe)SiO₃ (бриджманит) и (как любое эндотермическое превращение) служит по меньшей мере частичным барьером для конвекции. В ранней Земле не проявлялась тектоника плит, и, возможно, конвекция верхней и нижней мантий была раздельной (сейчас мы наблюдаем единую общемантийную конвекцию).

Исключительным событием в хаотичном эоне стало формирование Луны, сыгравшей важную роль в дальнейшем развитии Земли. Большинство исследователей считают, что причина ее образования кроется в столкновении Земли с крупным космическим телом, по размеру близким к Марсу.

Предполагается, что космическая катастрофа произошла спустя 30 млн лет после возникновения Солнечной системы. Столкновение небесных тел изменило наклон оси вращения Земли по отношению к плоскости эклиптики, что способствовало, как считает К. Конди, установлению благоприятных климатических условий для существования жизни [6]. В то же время косой удар обусловил выброс значительной части мантийного (силикатного) вещества, которое пошло на формирование Луны. Данный импакт сорвал с поверхности Земли всю ее газово-водяную оболочку. В дальнейшем, проходя через этот шлейф, Земля получала летучие компоненты, которые образовали как гидросферу, так и атмосферу планеты. Однако по сравнению, например, с Венерой Земля затем имела существенно менее плотную атмосферу. В конечном итоге этот гигантский импакт полностью переработал сложившуюся структуру Земли, перемешав в ней все внутренние оболочки. После него геологическая история планеты запустилась заново.

Начало геологической истории Земли — гадейский эон (4.5–4.0 (3.9) млрд лет назад)

Выделение гадейского (Hadean) эона как распознаваемой эпохи в геологической истории Земли началось после обнаружения в конце ХХ в. на западе Австралии в осадочных породах гор Джек Хиллс (Jack Hills) обломков зерен циркона Zr[SiO₄] с возрастными характеристиками (4.0–4.4 млрд лет), уходящими за известную к тому времени границу геологической истории. Это открытие вызвало большой интерес научной общественности. Оно показало, что геологическая история Земли началась значительно раньше, чем считалось, когда возраст геологических образований не опускался ниже 3.9–4.0 млрд лет. Новые значения были получены для ядер циркона зонального строения, внешние оболочки которых отвечали событиям уже доступной геологической истории ≈3.0 млрд лет. Такие оболочки возникли в расплавах, в которые попали древние цирконы. Из расплавов сформировались породы, в результате размыва оказавшиеся в виде гальки в осадочной толще гор Джек Хиллс. Древние (гадейские) зерна циркона содержат включения минералов (кварца и полевого шпата), свидетельствующих об их кристаллизации из гранитоидных расплавов. Подобные расплавы возникали при дифференциации первичной основной (базальт-коматиитовой) магмы, участвовавшей в формировании гадейской земной коры.

Кристаллы циркона с гадейскими возрастными характеристиками позднее были установлены также в архейских породах Гренландии, Канады, Северного Китая, а также Южной Африки и Северной Америки. Это говорит о достаточно широком проявлении в гадее процессов, приводящих к образованию циркона в расплавах.

Вполне понятно, что гадейские магмы имели мантийный генезис. В то же время, как показали исследования [7], в первичных (неизмененных) цирконах из Джек Хиллс изотопный состав кислорода (δ¹⁸О ≈ 7.5‰) резко отличается от мантийных значений (δ¹⁸О ≈ 5–6‰). Поэтому был сделан вывод, что гранитные расплавы формировались при участии пород коры, которые взаимодействовали с поверхностной водой и, соответственно, обогащались тяжелым изотопом кислорода. Таким образом, эти цирконы позволили заключить, что в гадее поверхность Земли покрывалась водами океана.

Время гадея было неспокойное, Земля подвергалась астероидно-метеоритным бомбардировкам, которые разрушали первичную кору. Ее фрагменты смешивались с мантией и расплавлялись. При этом цирконы, устойчивые до температуры более 1690°С, сохранялись и со вновь образованными порциями магм возвращались на поверхность. Они концентрировались в остаточных кислых расплавах и служили затравками для новых генераций минерала. Подобный процесс неоднократного вовлечения циркона в разные субстраты плавления, называемый рециклингом, мог повторяться, пока Земля подвергалась массированным астероидным бомбардировкам, т. е. вплоть до архейского времени.

Несмотря на жесткую бомбардировку Земли и уничтожение гадейской коры, в последние годы ее сохранившийся фрагмент все же удалось найти. Ему соответствует Нуввуагитугский (Nuvvuagittuq) зеленокаменный пояс в Канаде [8]. 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 оценивается в ≈4400 млн лет. Это, несомненно, древнейшая кора Земли, которая сформировалась после гигантского импакта, приведшего к образованию Луны. Ее состав показывает, что кора гадея имела исключительно основной состав и на ней практически отсутствовал рельеф, так как она была сложена подвижными маловязкими лавами, растекавшимися на большие площади.

Таким образом, в гадее Земля обладала мощной базитовой корой с плоской поверхностью, покрытой водной оболочкой. Излияния основных лав сопровождалось дифференциацией расплавов в глубинных камерах, в которых также плавились и гидратированные породы коры. В результате появлялись небольшие порции кислых расплавов, ставших источником древних цирконов. Космический фактор в виде постоянных астероидных бомбардировок в гадее играл определяющую роль в геологическом развитии Земли. В ходе поздней бомбардировки (около 4 млрд лет назад) гадейская кора была раздроблена и утоплена в мантии, где послужила протолитом для более поздних (архейских) магм. В их составе гадейские цирконы донесли до нас определенные сведения о характере геологических процессов, протекавших в то время.

Ранний архей (между 4 и 3 млрд лет назад) — время формирования первичной сохранившейся континентальной коры

С прекращением активных бомбардировок закончился гадейский этап. Земля вступила на путь внутренней самоорганизации, которая определялась потерей тепла, ведущей к дифференциации недр и изменениям в механизмах перераспределения тепла между различными ее оболочками. Характеристики этих процессов запечатлены в сохранившихся породах раннего архея. В целом в геологических структурах Земли они имеют ограниченное распространение и сохранились в виде небольших тектонически обособленных блоков, которые участвовали в строении докембрийских кратонов (консолидированных участков континентальной земной коры, не испытавших значительных складчатых деформаций). Несмотря на территориальную и структурную разобщенность, такие блоки характеризуются близкими особенностями строения, что свидетельствует о единообразии геологических процессов, которые действовали при их образовании. Они сложены кислыми породами тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации, а также основными породами зеленокаменных поясов. Совместно они участвуют в составе гранит-зеленокаменных областей, в строении которых более 80% приходится на породы ТТГ-серии. Последние образуют купола и своды, тогда как породы зеленокаменных комплексов формируют трогово-килевые прогибы по их обрамлению. Такие гранит-зеленокаменные области представляют собой первые острова континентальной коры, возникшие на Земле в раннем архее.

Начальные стадии становления коры в раннем архее были такими же, как в гадее. Кора формировалась за счет излияний основных и ультраосновных магм и представляла собой сплошную покрышку, охватывавшую всю Землю. Откуда же появились породы ТТГ-серии? Недра Земли в то время оставались более горячими, чем в фанерозое. Согласно результатам термодинамического моделирования, их охлаждение происходило за счет мелкоячеистой (около 100 км) конвекции, которая действовала в основании коры [9]. Это способствовало охлаждению верхних горизонтов мантии, но не охлаждало в должной мере нижние ее области. Последние перегревались, что влекло за собой нарушение плотностного равновесия. Перегретые массы нижней мантии поднимались вверх, а более холодные и более плотные породы верхней — опускались вниз. Происходил мантийный переворот, который приводил к перемешиванию и к гомогенизации состава верхней мантии практически во всем объеме [9]. Восходящие ветви мантийного потока продуцировали над собой наиболее интенсивные излияния, которые вели к увеличению более чем до 40 км мощности базитовой коры. Нижние ее горизонты опускались до зоны воздействия восходящего мантийного потока и многократно переплавлялись с образованием более кислых расплавов. Формировались породы ТТГ-ассоциации, которые служили основой для коры континентального типа древних кратонов (рис. 2).

В работе Дж. Х. Бедарда была рассмотрена роль подобных процессов в образовании пород ТТГ-ассоциаций [9]. Суть этой модели такова: основные породы коры повышенной мощности интрудируются магмами, которые генерируются плюмом (потоком горячего вещества, поднимающимся вверх независимо от конвективных течений в мантии). В результате происходит частичное плавление вулканитов с образованием кислых расплавов, отслоение и погружение реститов (остаточного вещества). Гранитоидные же (кислые) менее плотные магмы поднимаются от низов коры к ее верхним уровням.

Фундаментальное отличие раннеархейских зеленокаменных областей от более молодых поздне- и постархейских структур — существенно более длительное их развитие, охватывавшее не одну сотню миллионов лет. При этом тектонические процессы раннего архея, в отличие от поздних фанерозойских, были связаны не с горизонтальными движениями, обусловленными тектоникой литосферных плит, а с процессами вертикальной направленности, которые приводили к увеличению мощности коры. В последующем происходила ее вертикальная дифференциация за счет плавления низов и перемещения более кислых выплавок в верхние горизонты. Этот режим формирования и преобразования коры был определен как тектоника покрышки, или LID-тектоника.

Переходный период геологической истории Земли — между LID-тектоникой и тектоникой плит (3.1–2.0 млрд лет назад)

Этот период характеризовался трансформацией важнейших характеристик состояния Земли [10]. Охлаждение верхней мантии изменило состав мантийных магматических источников и повлияло на поведение глобальных изотопных систем. Эти изменения отразились на составе и скорости роста континентальной коры, на характере орогенических движений континентальных масс, а также на составе атмосферы и гидросферы. Тектоника малых плит, которая зародилась в то время, способствовала тому, что острова первичной континентальной коры, возникшие еще в раннем архее, начали сталкиваться и объединяться в первые кратоны, а затем — и в суперкратоны. Благодаря субдукционным механизмам в переходном периоде резко усилились процессы корообразования. Они протекали на фоне усиления активности мантийных плюмов. Вынос мантийных магм сопровождался охлаждением мантии и истощением (деплетированием) ее верхних горизонтов литофильными элементами, которые переходили в породы коры. Истощенный слой мантии сформировал астеносферу.

Существенные изменения произошли в составе магматических пород переходного периода в сравнении с породами раннего архея. Если до рубежа ≈3 млрд лет в истории Земли доминировал коматиит-базальтовый и тоналит-трондьемит-гранодиоритовый магматизм, то ко времени 2.5 млрд лет спектр ассоциаций существенно расширился, и среди них ведущую роль стали играть калиевые известково-щелочные гранитоиды, появились щелочные породы. Возникли новые группы и семейства пород, вырос их петрохимический спектр. Собственно мантийный источник (в том числе в форме базитовой коры) перестал быть основным в образовании кислых пород, возросло участие континентальной коры в этом процессе, магматические ассоциации приобрели геохимические метки формирования в субдукционных условиях.

Конди с соавторами отмечают важнейшие изменения в характеристиках магматизма [11]: появление в составе зеленокаменных поясов базальтов с разными геохимическими параметрами, которые отвечают обогащенным (EM) и истощенным (DM) мантийным источникам. Кроме того, увеличивается доля базальтов с характеристиками гидратированных источников. Соответствующие мантийные источники различаются соотношениями высоко несовместимых элементов: Zr, Nb, Th, Yb и др. Разделение источников расплавов на высокотемпературные EM и более низкотемпературные DM было связано с температурной дивергенцией (рис. 3), произошедшей в верхней мантии в результате ее деплетирования и образования астеносферы [11].

Появление астеносферного слоя в мантии сопровождалось изменениями в поведении глобальных изотопных систем, таких как Sm—Nd, Rb—Sr, О, параметры которых определяются глобальными геохимическими резервуарами: мантией, корой, атмосферой и гидросферой. С середины переходного периода они фиксируют постоянное участие астеносферы в процессах корообразования [12].

Переходный период внес изменения в структуру и состав литосферной оболочки Земли. Образование первых кратонов сопровождалось изменением состава их коры за счет сокращения доли базитов и увеличения вклада кислых пород. Для того чтобы разбавить более древнюю мафическую кору (MgO > 11%) до ее состава, сформированного к началу протерозоя (MgO < 4%), нужно, чтобы в течение позднего архея произошло пятикратное увеличение массы верхней континентальной коры [13]. Такое увеличение может произойти за счет добавления кислых магматических пород (гранитов), возникавших с усилением субдукционных процессов.

Изотопные составы Hf и Nd в цирконах из подобных гранитов демонстрируют широкие разбросы значений, которые свидетельствуют об участии в корообразовании не только ювенильного, но и больших объемов рециклированного материала. В целом объем появившейся в то время коры составил до 27% от объема современной континентальной коры [14].

В интервале 2700–2550 млн лет назад произошел особенно резкий рост континентальной коры, что отражено в спектрограммах распределения возрастов детритовых цирконов. Соответствие этому интервалу пиковых значений модельных (Re/Os) возрастов в мантийных ксенолитах указывает также на важную роль плюмовых процессов в формировании позднеархейской земной коры [15]. Корообразованию особенно способствовала начавшаяся тектоника малых плит, которая была связана с возникновением и усилением горизонтальных перемещений в литосферной оболочке Земли. Масштабы движений оставались еще незначительными вследствие высокой температуры и, соответственно, высокой плавучести литосферных плит. Тем не менее, такие горизонтальные перемещения обусловили столкновение ранее возникших блоков континентальной коры и их объединение в кратоны и суперкратоны.

Процессы, протекавшие в верхних оболочках Земли в переходный период, стали результатом охлаждения мантии. Такому охлаждению способствовал рост слоя D″, который зародился в начале переходного периода, около 3 млрд лет назад, и отделил мантию от ядра. Образование этого слоя связано с фазовым переходом бриджманита в постперовскит (минералы нижней мантии), который, как показывают расчеты, произошел при постоянном снижении внутренней температуры Земли. Слой D″′имеет мощность 150–300 км и характеризуется большим температурным градиентом (около 1000°С), тем самым он ограничивает перегрев нижней мантии. Его росту способствовали и фрагменты погружающихся литосферных плит (слэбов), которые погребались в низах мантии при субдукции, начавшейся в переходный период. Очевидно, данный процесс образования и попадания слэбов в слой D″ максимально проявился при вспышке корообразования в интервале 2.7–2.5 млрд лет назад.

Бурные процессы преобразования внутренних оболочек Земли сменились относительным спокойствием, которое охватило период 2.4–2.1 млрд лет назад. По сути этим завершился переходный этап в истории Земли.

Поздний период геологической истории Земли (<2 млрд лет назад)

Ко времени 2.0 млрд лет назад сформировались практически все геосферы Земли — от ядра до континентальной коры, а также гидросфера и атмосфера. Характерная особенность данного периода состояла в том, что тектономагматическую активность планеты начали контролировать процессы глобальной тектоники, включавшей тектонику литосферных плит и тектонику мантийных плюмов. Плиты стали более холодными, более жесткими и более крупными. Значительные литосферные перемещения сопровождались спредингом, приводившим к новообразованию океанической коры, и субдукцией, при которой происходило поглощение этой коры, вплоть до коллизии (столкновения) бортов океанов (представленных континентами и микроконтинентами) при их закрытии. В зонах субдукции литосферные слэбы погружались в мантию в силу пониженной плавучести (большей плотности). Они опускались до границы нижней и верхней мантии и, в зависимости от угла наклона, либо проникали сквозь эту границу, растягиваясь и разваливаясь на отдельные блоки, которые погружались до слоя D″, либо изгибались и следовали вдоль этой границы, испытывая постоянное сжатие. В последнем случае они образовывали так называемые стагнированные слэбы. Судьба их при достижении критической массы также завершалась погружением в нижнюю мантию [16]. Там слэбы достигали границы ядра, питая собой слой D″, который, в свою очередь, служил источником мантийных плюмов. Последние поднимались в верхнюю мантию и к основанию литосферы, где не только подпитывали тепловую конвекцию в астеносфере, но и поставляли вещество нижележащих слоев мантии (включая слой D″) на поверхность.

Зоны нисходящих и восходящих мантийных потоков пространственно разнесены (рис. 4). Они образуют соответственно нисходящие и восходящие ветви общемантийной циркуляции, которая определяет основные механизмы теплообмена, а следовательно, и общемантийной конвекции в пределах нашей планеты. В настоящее время зоны нисходящих потоков — это конвергентные границы на краях Тихого океана и вдоль Альпийско-Гималайского коллизионного пояса, который протягивается с запада на восток — от Гибралтара до Индонезии. В геофизических полях они выделяются как высокоскоростные сейсмические аномалии — холодные поля мантии, что соответствует погружению в мантию холодных литосферных плит.

Зоны восходящих потоков соотносятся с двумя крупнейшими низкоскоростными сейсмическими мантийными аномалиями: Тихоокеанской, расположенной под южной частью Тихого океана, и Африканской, выделяемой в нижней мантии под Африканской литосферной плитой, охватывающей Африку и прилегающие части Индийского и Атлантического океанов (см. рис. 4). Эти аномалии начинаются от слоя D″, и, очевидно, в их пределах происходит подъем горячего вещества до раздела нижней и верхней мантии. Здесь тепловые аномалии разбиваются на ряд струй (плюмов) диаметром 100–150 км, которые поднимаются до поверхности нашей планеты, определяя положение горячих точек. При этом если время формирования отдельных мантийных плюмов варьирует в широких пределах — от нескольких миллионов лет до более чем 100 млн лет (например, Гавайский плюм), то горячие поля мантии (прежде всего Африканское и Тихоокеанское) представляют собой достаточно консервативные образования и существуют более 1 млрд лет [12].

Пространственная разобщенность горячих и холодных полей мантии служит показателем глубинной связи между ними. Она позволяет рассматривать их как важнейшие составляющие общей конвективной системы, которая регулирует движение вещества в объеме всей планеты. В частности, она обусловливает перемещения литосферных плит. Это, несомненно, главная отличительная черта современных эндогенных процессов Земли. Существование общемантийной конвекции определяет две их важные особенности. Во-первых, литосферное вещество может погружаться до основания нижней мантии, а в дальнейшем благодаря рециклингу подниматься к поверхности и снова участвовать в формировании продуктов внутриплитного магматизма. Во-вторых, мантийные плюмы приносят к основанию астеносферы глубинное тепло нашей планеты. Это тепло определяет возможность конвекции в астеносфере, которая контролирует движение литосферных плит, ответственных за формирование всех современных поверхностных структур Земли.

Наличие в строении Земли двух центров разнонаправленных движений литосферных и мантийных масс стало причиной того, что перемещение континентов периодически завершались их объединением в суперконтиненты. Перегрев мантии под такой плотной крышей вызывал мантийный апвеллинг и раскол суперконтинентов, фрагменты которых разбегались в разные стороны и снова сталкивались в другой части поверхности нашей планеты, образуя новые группировки. При этом распад одного суперконтинента обычно растягивался во времени и завершался на фоне роста другого. Подобная череда суперконтинентальных циклов стала характерной чертой позднего этапа земной истории. Первый суперконтинент Нуна (Колумбия) возник в интервале 1.9–1.8 млрд лет назад, а его распад пришелся на время 1.5–1.3 млрд лет назад. Вслед за ним около 1.0 млрд лет назад возник второй суперконтинент — Родиния, распад которого начался ≈750 млн лет назад. Третий суперконтинент — Пангея — полностью сформировался в начале пермского периода 300–270 млн лет назад, а стал распадаться примерно 100 млн лет спустя, в начале юрского периода. В настоящее время, по мнению ряда исследователей, возможно, происходит формирование очередного суперконтинента — Амазии, который должен объединить Африкано-Евразийскую группировку континентов с континентами Северной и Южной Америки и Австралии. Тем не менее следует отметить, что проблема суперконтинентальных циклов остается не до конца изученной и требует дальнейшего исследования.

Наиболее четко процессы глобальной тектоники зафиксированы в структурах в последние 0.7–1.0 млрд лет. Их индикаторами служат специфические породы — офиолиты и голубые сланцы. Первые маркируют процессы спрединга — образование новой океанической коры в срединно-океанических хребтах, вторые — поглощение этой коры в зонах субдукции. Голубые сланцы отвечают термодинамическим условиям высоких давлений и относительно низких температур. Их появление в последний миллиард лет отражает продолжающиеся изменения в литосферной оболочке Земли. Плиты становятся более холодными (что очевидно связано с увеличением их размера и более продолжительным дрейфом от зоны спрединга к конвергентной границе) и более тяжелыми (что позволяет им погружаться с большей скоростью до значительных глубин).

Процессы субдукции остаются наиболее важными и эффективными механизмами формирования и преобразования континентальной коры в островных дугах и на активных континентальных окраинах. «Континентализация» коры в субдукционных обстановках происходит в результате метаморфических и магматических процессов (гранитизации). Наиболее активно они проявляются в зонах магматических поясов, где формируются многочисленные промежуточные магматические камеры, тепловое воздействие которых на вмещающую кору ведет к ее метаморфизму, плавлению с образованием кислых расплавов и к вещественной дифференциации в результате их перемещения в верхние горизонты. Поэтому островные дуги и активные окраины следует рассматривать в качестве структур, в пределах которых образуется новая континентальная кора с характерным для нее двучленным строением — базитовым и гранитным слоями.

В то же время бесспорно участие субдукции в процессах общемантийной конвекции, позволяющее к тому же оценить продолжительность и взаимосвязь глобальных процессов, которые так или иначе связаны с мантийной геодинамикой. Сравнительный анализ скорости субдукции и двух других параметров глобальных независимых процессов, протекавших в фанерозое, — частоты инверсий геомагнитного поля и величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морских карбонатных осадках — показал их несомненную связь, но со значительным временным люфтом [18]. Вариации значений во времени первого из них зависят от процессов в жидком ядре, где происходит генерация магнитного поля Земли. Вариации значений во времени второго в значительной степени обусловлены изменением вклада мантийного источника стронция в состав морской воды, который растет при усилении мантийной активности. Было показано, что временные ряды, которые описывают их поведение в фанерозое, определяются процессами, происходящими с периодом 100–110 млн лет. Временная разница между максимумом скорости субдукции и минимумом частоты инверсии составляет около 5–6 млн лет. Временная разница между минимумами частоты инверсии и величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr составляет около 15–30 млн лет. Эти расхождения находят объяснение в рамках модели, предполагающей, что рост скорости субдукции вызывает усиление поступлений холодного литосферного вещества на границу ядро—мантия. Последнее влекло за собой уменьшение теплового потока на этой границе и изменение характеристик геомагнитного поля. Последующий разогрев литосферного вещества в слое D″ под влиянием тепла ядра способствовал зарождению мантийного плюма, приход которого в верхние оболочки Земли отражался пониженными значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океанской воде. По сути дела, лаг примерно в 30 млн лет между инициацией процесса погружения слэбов в нижнюю мантию и подъемом плюма к поверхности отвечает времени действия процессов рециклинга.

Таким образом, этот пример показывает, что все геосферы Земли, сформированные к позднему периоду ее тектонической активности, взаимосвязаны. Как уже отмечалось, это наиболее характерная черта эндогенной активности нашей планеты новейшего времени.

Металлогения в геологической истории Земли

Закономерности геологической эволюции Земли хорошо прослеживаются не только в изменениях магматизма и геодинамических режимов, но и в вариации других характеристик ее состояния, в частности в изменениях ее металлогенического потенциала. Любое месторождение представляет собой геохимическую аномалию, связанную с особым геологическим процессом. Чем сильнее усложнялась геологическая среда и формирующие ее геологические процессы, тем больше появлялось новых типов месторождений.

Так, в начале раннего архея, когда кора имела существенно мафический состав, первые месторождения были представлены железистыми кварцитами. Они возникали в придонных океанических условиях при сочетании процессов выветривания коматиитов и поступления глубинных флюидов. В конце раннего архея в связи с образованием зеленокаменных поясов с первыми контрастными базальт(коматиит)-риолитовыми ассоциациями начали формироваться небольшие колчеданные (преимущественно Zn—Cu-сульфидные) месторождения с баритом, а также Mo(Cu)-порфировые и золотосульфидно-кварцевые.

В переходный период (3.1–2.0 млрд лет назад) на фоне расширения спектра магматических пород и изменения окислительно-восстановительного потенциала во внешних оболочках Земли существенно видоизменился и ассортимент полезных ископаемых. Стали формироваться магматические месторождения Cu и Ni с платиноидами, новый импульс получили процессы образования колчеданного и золотокварцевого оруденения. В условиях тектоники малых плит начали появляться первые калиевые гранитоиды, с которыми ассоциировали олово-редкометалльные месторождения. Формирование орогенных поясов привело к возникновению первых металлогенических ассоциаций ранних (Cu—Ni и Cu—Zn—Pb) руд с поздними (Au, Sb) и позднейшими (Sn—Ta—Nb) рудами, т. е. проявились первые орогенные металлогенические циклы. Этот период истории Земли отмечен максимальной вспышкой золотоносности. Тогда сформировалось более 60% месторождений Au, включая такой гигант, как Витватерсранд в Южной Африке (более 50 тыс. т Au).

Заключительная часть переходного периода (2.4–2.1 млрд лет назад) характеризовалась тектонической паузой, которая сопровождалась образованием крупных экзогенных марганцевых месторождений и уникальных месторождений Cu, Ni, Cr, Pt, Pd, связанных с плутонами мафит-ультрамафит-гранитового состава (например, с Бушвельдским плутоном в ЮАР). С его внедрением связаны месторождения не только отмеченных выше металлов, но и таких элементов, как Sn, P, Pb, Zn, REE.

В целом до рубежа 2 млрд лет назад металлогения Земли имела явно выраженный сидерофильный характер, обусловленный ведущим вкладом базитовой коры и мантии. Сиализация (увеличение доли SiO₂) коры в переходный период расширила спектр месторождений полезных ископаемых и открыла дорогу возникновению редкометалльных месторождений.

Поздний этап развития Земли связан с тектоникой плит — активными проявлениями механизмов спрединга и субдукции. Они сопровождались развитием колчеданных руд как в зонах спрединга (черные курильщики), так и в окраинных морях в тылу зон субдукции (черные руды куроко и др.). С формированием активных континентальных окраин в позднемезозойско-кайнозойскую эпоху связано образование крупнейших месторождений порфировых и эпитермальных руд Au, Ag, Sn, Cu, Mo. Месторождения Тихоокеанского рудного кольца давали и дают ежегодно миллионы тонн меди, тысячи тонн серебра и сотни тонн золота. Зоны коллизионного взаимодействия крупных плит сопровождаются разнообразными орогенными месторождениями Au, W, Sn, Mo, Sb, Pb, Zn, Ag.

Поздний период земной истории характеризовался зависимостью формирования месторождений от суперконтинентальных циклов. Кроме того, в это время внутри континентов проявились и так называемые плюмовые события. Они сопровождались образованием медно-никелевых с элементами группы платины (Cu—Ni—PGE) и Au—As—Ag—Sb—Hg месторождений в обширных провинциях (Сибирский, Таримский, Эмейшаньский плюмы). Кроме того, под влиянием плюмов формировались и Sn, Li, Ta, Nb, REE, порфировые Mo—U- и Au—Ag-типы оруденений, которые ассоциировали с редкометалльным щелочногранитовым магматизмом [19]. Немаловажную роль играли также процессы накопления полезных ископаемых в условиях пассивных окраин континентов и внутриконтинентальных бассейнов. Здесь образовались крупнейшие месторождения полиметаллических руд, урана и, конечно же, углеводородного сырья, которые и сейчас обеспечивают существование и развитие нашей цивилизации.

Биосфера в процессах эволюции Земли

Уникальная особенность Земли состоит в том, что кроме каменных оболочек она обладает и еще одной, особой, — биосферой, населенной многочисленными и разнообразными организмами. Эта оболочка сыграла важную роль в развитии жизни на нашей планете и в ее геологическом развитии. Как и когда зародилась жизнь на нашей планете, современная наука пока не дает ответа. Однако ясно, что уже около 4 млрд лет назад на ней существовали первые микробные сообщества. Вначале они имели очень ограниченную область распространения, определяемую обстановками мелководных бассейнов. К концу архея в этом сообществе появились ацидобактерии, которые продуцировали кислород. Они сыграли решающую роль в изменении восстановительной обстановки на окислительную. В ранней эволюции биосферы эта смена обстановок выделяется как Великое кислородное событие. Оно не было одномоментным, было растянуто во времени и пришлось на границу архея и протерозоя (2.5–2.4 млрд лет назад). Ему сопутствовал целый ряд геологических изменений в строении коры и литосферы.

С появлением кислорода Земля лишилась своего метанового покрывала и была ввергнута в период глобального гуронского оледенения (2.4–2.2 млрд лет назад), которое охватило практически всю планету. Оледенение не способствовало совершенствованию органической жизни, скорее всего, оно оказало на биосферу угнетающее воздействие. Окончание оледенения обусловило появление эукариот (организмов, содержащих в клетках ядра), которые активно использовали кислород. Это определило развитие биосферы, и около 1700 млн лет назад стали появляться многоклеточные организмы.

На протяжении последующего миллиарда лет (1700–740 млн лет назад) эволюция не спешила с созданием более совершенных форм жизни, сохраняя в относительной неизменности преимущественно одноклеточный мир. Однако Земля вновь погрузилась в сильнейшее оледенение в интервале 740–580 млн лет назад и превратилась в сплошной снежный ком со средней температурой около –45°С и мощным ледниковым панцирем толщиной до 1.5 км [20]. Глобальное оледенение остановило развитие почти всех экосистем, а богатая микроорганизмами жизнь оказалась на грани полного исчезновения. Отсутствие фотосинтезирующих организмов способствовало накоплению в атмосфере углекислого газа, который поставляли многочисленные вулканы. Усиление парникового эффекта привело в конечном итоге к освобождению Земли от ледяного панциря.

Завершение череды оледенений пришлось на конец неопротерозоя. В геологических комплексах этому событию соответствует крупная эпоха фосфатонакопления. Образование фосфоритов происходило в результате отмирания богатых фосфором организмов и отложения их на морском дне. Связанные с ними вспышки биологической активности насыщали атмосферу кислородом, доведя его содержание до 15% [21].

Высокая концентрация кислорода стимулировала возникновение сложных многоклеточных форм, так как лишь при высоком уровне кислорода организмы могут вести активный, с высокой подвижностью, энергоемкий образ жизни [21]. С времени 540 млн лет назад наступила новая эпоха, в течение которой на Земле завершилось формирование мощной биосферы, — эпоха фанерозоя. Эволюция биосферы Земли в фанерозое происходила на фоне пяти крупных биологических катастроф, или массовых вымираний, вызванных, прежде всего, геологическими причинами. Ордовикско-силурийское (450–443 млн лет назад), девонское (372 млн лет назад), пермское (253–251 млн лет назад), триасовое (208–200 млн лет назад) и мел-палеогеновое (65.5 млн лет назад) вымирания протекали во время формирования крупных магматических провинций или в результате ударов больших астероидов. Их воздействие на среду обитания было подобно эффектам от «ядерной» зимы. Вследствие глобальных вымираний освобождались экологические ниши для развития новых форм жизни. Так, после гибели динозавров на рубеже мезозоя и кайнозоя господствующими стали млекопитающие, эволюция которых привела в конце концов к появлению человека.

Таким образом, формирование биосферы — длительный процесс, растянувшийся почти на всю геологическую историю Земли и в значительной степени согласующийся с особенностями ее геологической эволюции. За 4 млрд лет биосфера прошла сложный путь от тонкой пленки первозданных микробных сообществ, которые покрывали лишь отдельные клочки поверхности планеты, до мощной оболочки, охватывающей значительную часть атмосферы, всю гидросферу и значительную часть верхней земной коры. Этот путь роста сопровождался многочисленными геологическими потрясениями, кардинально менявшими условия жизни на планете. Такие геологические «удары» по экосистемам стали крупномасштабными природными экспериментами, в которых проверялась способность органического мира выживать в сложнейших условиях изменяющейся среды и использовать эти новые условия в свою пользу.

Происхождение человека и человеческого общества

История эволюции человека насчитывает миллионы лет, и восстановить ее в полном объеме невозможно. По мнению большинства ученых, единственным центром антропогенеза была Восточная и Южная Африка. В пределах этого региона найдены следы наиболее ранних представителей рода австралопитековых и рода Homo. Морфологические и генетические исследования позволяют предположить, что около 7 (6.5) млн лет назад наша далекая предковая линия разделилась на две: человекообразных обезьян и австралопитековых (сапиентных). Изменение климатических условий и, соответственно, окружающей среды в Африке, появление саванн и уменьшение тропических лесов привело к тому, что 1.8 млн лет назад человек стал мигрировать в Евразию и постепенно заселять континентальную территорию всей планеты.

Ранние люди современного вида начали расселяться в Евразии 80–40 тыс. лет назад. С появлением земледелия (примерно 10 тыс. лет назад) сообщества людей стали состоять из отдельных личностей с разными политическими, этническими и религиозными принципами [22]. Развитие сельского хозяйства способствовало появлению отдельных территорий для оседлого образа жизни и послужило основой для формирования государств, которые объединяли различные социальные группы людей. Это в дальнейшем приводило к захвату дополнительных территорий и людских ресурсов путем войн. Первые государства появились, по-видимому, лишь в середине голоцена, примерно 7–6 тыс. лет назад.

Человеческое общество быстро прогрессировало и к настоящему времени превратилось в реальную геологическую силу, воздействующую на природную среду, климат и на процессы, протекающие в земной коре. В. И. Вернадский определил ее как ноосферу, или как геологическую сферу разумных людей. Человечество разрабатывает месторождения полезных ископаемых, проводит эксперименты по обузданию таких процессов, как землетрясения, пытается приспособить природные силы себе на службу.

Развитие современного общества ведет, с одной стороны, к улучшению условий существования, а с другой — к появлению внутренних разногласий. Борьба за ресурсы стала не только основным движителем развития человечества, но и побудила в нем формирование ряда качеств, которые вряд ли можно отнести к позитивным. Это, прежде всего, агрессивность и потребительское отношение к приютившему его миру, лежащие в основе многочисленных межгосударственных конфликтов и войн. Последние при применении оружия массового поражения способны уничтожить все живое на планете. Цивилизация негативно отразилась на состоянии окружающего мира. Создание определенных типов промышленности (горнодобывающей, химической, металлургической и др.) оказало катастрофическое воздействие на среду обитания. Земля испытывает все большую антропогенную нагрузку, следствием которой становятся многие изменения на ее поверхности: меняется климат, уничтожаются леса, происходит опустынивание, исчезают многие виды животных, само человечество задыхается в созданных им условиях. Неслучайно Вернадский говорил, что современное цивилизованное сообщество людей должно сделать все возможное для сохранения живого мира на планете, как можно дольше передавая полученные в этом направлении результаты будущим поколениям.

* * *

Природа создала удивительную планету Земля, которая возникла, когда во Вселенной появились и в достаточном количестве накопились химические элементы, необходимые для образования подобных планет. Она сформировалась на удалении от Солнца, в зоне, благоприятной для зарождения и развития на ней жизни. Появление Луны внесло существенные коррективы в эволюцию нашей планеты: у нее изменилась ось вращения, она лишилась значительной части газовой оболочки. После импакта, породившего Луну, развитие Земли началось заново. Ее эволюция контролировалась процессами постепенного охлаждения, что способствовало последовательному усложнению ее внутренней структуры. В ней образовались различные оболочки, механизмы взаимодействия между которыми менялись в связи с изменениями температурного режима земных недр. Сформировался и развился механизм тектоники литосферных плит, который сыграл важнейшую роль в создании среды обитания и в развитии биосферы. Движения плит постепенно меняли условия существования живых организмов, заставляя их приспосабливаться к новым условиям и тем самым ускоряя процессы эволюции и развивая в организмах адаптационные механизмы.

Благодаря процессам, присущим тектонике плит, сформировалось огромное количество месторождений полезных ископаемых, необходимых для успешного развития цивилизации. Природа сделала все, чтобы человек не чувствовал ни в чем недостатка. Однако появление современного человеческого общества не обеспечило мира и согласия на планете. Homo sapiens стал геологической силой, но зачастую не разумной, а стихийной, вполне способной уничтожить все то, что создала в своем развитии Вселенная, включая и самого себя.

Человечество, как геологически активная сила (ноосфера, по Вернадскому), должно найти пути формирования такого общества, которое будет способно обеспечить успешное существование жизни на нашей планете. На нем лежит ответственность за сохранение среды обитания, включая поддержание мира и снижение уровня агрессивности людей, уменьшение негативного воздействия человеческого фактора на природу и климат, а также сохранение ее животного и растительного мира.

Авторы выражают благодарность своим соавторам по монографии Д. П. Гладкочубу, А. П. Деревянко, Т. В. Донской, В. А. Кравчинскому, А. Р. Оганову, С. А. Писаревскому, а также Т. М. Кузьминой, Н. Н. Шангиной и С. О. Котомановой, оказавшим помощь в подготовке этой статьи. Особую благодарность авторы выражают А. В. Бялко, который инициировал ее написание для журнала «Природа», а также Н. В. Ульяновой, способствовавшей завершению этой работы.

Литература / References

1. Геологическая эволюция Земли: от космической пыли до обители человечества. Отв. ред. М. И. Кузьмин, В. В. Ярмолюк. Новосибирск, 2021. [The geological evolution of the Earth: from cosmic dust to the abode of humanity. M. I. Kuzmin, V. V. Yarmolyuk (eds.). Novosibirsk, 2021. (In Russ.).]

2. Гриббин Дж. Одни посреди Млечного Пути (об уникальности планеты Земля и появлении на ней разумной жизни). В мире науки. 2018; 11: 162–168. [Gribbin J. R. Alone in the Universe: Why Our Planet Is Unique. N. Y., 2011.]

3. Батыгин К., Лафлин Г., Морбиделли А. Рожденные из хаоса. В мире науки. 2016; 7: 16–27. [Batygin K., Laughlin G., Morbidelli A. Born from Chaos. In the world of science. 2016; 7: 16–27. (In Russ.).]

4. Wood B. The formation and differentiation of Earth. Physics Today. 2011; 64(12): 40–45.

5. Костицын Ю. А. Возраст земного ядра по изотопным данным: согласование Hf—W и U—Pb систем. Геохимия. 2012; 6: 531–554. [Kostitsyn Yu. A. Isotopic Constraints on the Age of the Earth’s Core: Mutual Consistency of the Hf–W and U–Pb Systems. Geochemistry International. 2012; 50(6): 481–501.]

6. Condie K. C. Earth as an Evolving Planetary System. Amsterdam, 2011.

7. Nebel O., Rapp R. P, Yaxley G. M. The role of detrital zircons in Hadean crustal research. Lithos. 2014; 190–191: 313–327.

8. O’Neil J., Carlsona R. W., Paquetteb J. L., Francisc D. Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt. Precamb. Res. 2012; 220–221: 23–44.

9. Bédard J. H. Stagnant lids and mantle overturns: Implications for Archaean tectonics, magmagenesis, crustal growth, mantle evolution, and the start of plate tectonics. Geoscience Frontiers. 2018; 9: 19–49.

10. Ярмолюк В. В., Кузьмин М. И., Донская Т. В. и др. Переходный период в геологической истории Земли между 3 до 2 млрд лет. Геология и геофизика. 2021; 62(1): 31–57. [Yarmolyuk V. V., Kuzmin M. I., Donskaya T. V. et al. Transition period in the geological history of the Earth between 3 and 2 billion years. Geology and geophysics. 2021; 62(1): 31–57. (In Russ.).]

11. Condie K. C., Aster R. C., van Hunen J. A great thermal divergence in the mantle beginning 2.5 Ga: geochemical constraints from greenstone basalts and komatiites. Geoscience Frontiers. 2016; 7: 543–553.

12. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В. Тектоника плит и мантийные плюмы — основа эндогенной тектонической активности Земли последние 2 млрд лет. Геология и геофизика. 2016; 57(1): 11–30. [Kuzmin M. I., Yarmolyuk V. V. Plate tectonics and mantle plumes have been the basis of the endogenous tectonic activity of the Earth for the last 2 billion years. Geology and Geophysics. 2016; 57(1): 11–30. (In Russ.).]

13. Tang M., Chen K., Rudnick R. L. Archean upper crust transition from mafic to felsic marks the onset of plate tectonics. Science. 2016; 351: 372–376.

14. Pearson D. G., Parman S. W., Nowell G. M. A link between large mantle melting events and continent growth seen in osmium isotopes. Nature. 2007; 449: 202–205. DOI: 10.1038/nature06122.

15. Condie K. C., Aster R. C. Episodic zircon age spectra of orogenic granitoids: The supercontinent connection and continental growth. Precambr. Res. 2010; 180: 227–236.

16. Кузьмин М. И., Хлебопрос Р. Г., Диденко А. Н. и др. О возможной связи глубинных землетрясений со структурным переходом субмолекулярных фрагментов SiO₂ в породах субдуцирующей океанической плиты. Геология и геофизика. 2019; 60(3): 285–300. [Kuzmin M. I., Khlebopros R. G., Didenko A. N. et al. On the possible connection of deep earthquakes with the structural transition of submolecular fragments of SiO2 in the rocks of the subducting oceanic plate. Geology and Geophysics. 2019; 60(3): 285–300. (In Russ.).]

17. Burke K. Plate tectonics the Wilson Cycle and mantle plumes: geodynamics from the top. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 2011; 39: 1–29.

18. Диденко А. Н. О возможной причине квазипериодических колебаний частоты геомагнитных инверсий и величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr вод в морских карбонатных породах в фанерозое. Геология и геофизика. 2011; 12: 1945–1956. [Didenko A. N. On the possible reason for quasiperiodic oscillations of the frequency of geomagnetic reversals and the value of ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr waters in marine carbonate rocks in the Phanerozoic. Geology and Geophysics. 2011; 12: 1945–1956. (In Russ.).]

19. Кузьмин М. И., Ярмолюк В. В., Котов А. Б., Горячев Н. А. Магматизм и металлогения ранних этапов развития Земли как отражение ее геологической эволюции. Геология и геофизика. 2018; 59(12): 1924–1940. [Kuzmin M. I., Yarmolyuk V. V., Kotov A. B., Goryachev N. A. Magmatism and metallogeny of the early stages of the Earth’s development as a reflection of its geological evolution. Geology and Geophysics. 2018; 59(12): 1924–1940. (In Russ.).]

20. Hoffman P. F. Snowball Earth: status and new developments. GEO (IGS Special Climate Iss.). 2008; 11: 44–46.

21. Хейзен Р. История Земли: от звездной пыли к живой планете. Первые 4 500 000 000 лет. М., 2015. [Hazen R. M. The story of Earth: the first 4.5 billion years, from stardust to living planet. N. Y., 2012.]

22. Томаселло М. Истоки морали. В мире науки. 2018; 11: 130–137. [Tomasello M. The origins of morality. Scientific American. 2018; 28(48): 70–75.]