Розвиток літосфери
Чотири мільярди років тому відбувся якісний перелом у розвитку земної кори. По-перше, став згасати потік метеоритів - "космічного сміття", оскільки речовина в Сонячній системі стала більш упорядкованою. По-друге, поступово збільшувалася потужність силікатної базальтової Земної кори. Підвищена потужність кори перешкоджала проникненню через неї до поверхні розплавів, що виникають при зонному плавленні мантійної речовини, тому ці розплави стали застигати у глибині кори; так виникли перші інтрузії - застигли в надрах кори магматичні тіла.
Існує також думка, що ці інтрузії піднімалися і застигали неподалік поверхні під ослабленими зонами первинної кори, що виникли дома великих метеоритних кратерів. По-третє, продукти руйнування базальтової кори започаткували новий клас гірських порід — осадові породи.
Інтрузії створювали своєрідний куполоподібний рельєф поверхні - над ними почали виникати куполи - протоконтиненти, що височіли над первинним мілководним океаном. Вони отримали назву овоїдів чи нуклеоїдів; їхній діаметр становив сотні кілометрів. Складені куполи, що збереглися до наших днів, "сірими гнейсами" - комплексом метаморфічних вапняно-лужних гірських порід, що виникли за рахунок плавлення первинних базальтів мантії за участю вже з'явилися в океанах осадових і вулканогенно-осадових товщ. "Сірі гнейси" - найдавніші з відомих на сьогодні порід: їх максимальний вік становить 3,96 млрд. років (гнейси Акаста на заході Канадського щита), середній - 3,5 млрд. років. "Сірі гнейси" знайдено у багатьох місцях світу виключно на докембрійських щитах.
За 500 млн. років, що минули з початку процесу метаморфізації магматичних та осадових порід,значній частині Земної поверхні поверх базальтової утворилася первинна континентальна земна кора кислого складу. Поки не ясно, чи була вона суцільною, чи існувала у вигляді островів, оточених базальтовою корою, яку тепер уже можна називати океанічною. Причому, судячи з різних варіацій складу сірих гнейсів, умови формування гірських порід Землі були дуже різноманітні, що дозволяє говорити про виникнення планети вже тоді певної температурної зональності. Етап становлення континентальної земної кори та оформлення зональності клімату Землі називається овоїдним або катархеєм. Він закінчився 3,5 млрд. л. н., і разом із ним закінчилася рання стадія геологічної еволюції Землі.
Подальшаеволюція земної користала носити поступально-пульсаційний характер. По-перше, у міру надходження в океани і залучення геологічний кругообіг (опади - метаморфізація - переплавлення - вивітрювання - опади) все більшої кількості осадових порід спрямовано збільшувалася її гранітизація. По-друге, вже 3,5 млрд. л. у розвитку земної кори виявилися пульсаційні процеси, які полягали в періодичному розтягуванні та стисканні Землі. На думку В.Є. Хаїну дрейфу літосферних плит ще не було. Доказом цього є наявність зеленокам'яних поясів між овоїдами.
Проміжки між куполами зайняті нині т.зв. зеленокам'яними породами — основними і ультраосновними породами (коматітами), базальтами, ріолітами (ліпаритами), що перешаровуються, а також слабометаморфізованими осадовими породами, вік яких коливається від 3,5 до 2,7 млрд. років. Зеленокам'яні пояси формувалися на континентальній сірогнейсовій корі внаслідок її розтягування, причиною якого служило накопичення надлишку теплапідкорової (астеносферної) області, що не знаходить виходу в суцільній низці овоїдів. При розтягуванні формувалися розлами, земна кора ставала легко проникною флюїдів і магматичних розплавів з мантії, тому розтягування супроводжувалося основним вулканізмом. Одночасно відбувалося охолодження мантії. Потім, коли вулканізм загасав, починалося накопичення теригенних осадових порід у водоймах (морях), які займали прогини майбутніх зеленокам'яних поясів. Осадонакопичення змінювалося інтенсивними складчастими деформаціями з насувами з допомогою стиснення земної кори при охолодженні мантії, що супроводжувалося гранитообразованием, тобто. переплавленням комплексу сірогнейсових та осадових пород1.
Подібний шлях розвитку земної кори — це не що інше, як формування геосинкліналів у їхньому традиційному розумінні, а зеленокам'яні пояси є протогеосинклінальними поясами. Таким чином, овоїдний етап змінився на рубежі геологічних стадій ранньогеосинклінальним (від 3,5 до 1,8 млрд. років), що захоплює середній та пізній архей і більшу частину раннього протерозою (4.1). Очевидно, що вже на його початку на Землі стали активно виявлятися процеси гороутворення: спочатку відбувалося розтягування земної кори, потім воно змінювалося стисненням і наставала орогенна фаза розвитку, іншими словами епоха складчастості. Консолідація гранітогнейсових куполів (колишніх овоїдів), що відбувалася при цьому, стала призводити до формування міцних полігенетичних ядер більшої потужності і площі, ніж куполи. Такий процес отримав назву кратонізації: саме в цей час оформлялися нові ділянки гранітного шару земної кори. Потужність гранітної кори була на ранній стадії свого утворення більш рівномірною і набагато меншою, ніж зараз: 5-10 км. проти нинішніх 70 км.; щільність, навпаки, була більшою (4.1).
На думку одних дослідників, кратонізація та гранітизація земної кори в ранньогеосинклінальний етап (у середньому та пізньому археї), як і раніше, була рівномірно розподілена по земній кулі, залишаючи між окремими гранітогнейсовими куполами простору з корою океанічного (тобто. базальтів). Інші вважають, що гранітизація відбувалася з одного боку Землі, де 2,8-2,6 млрд. л. н. виник перший глобальний палеоконтинент — Пангея-0 (Моногея за О.Г. Сорохтіном та С.А. Ушаковим) з тришаровою (осади-граніти-базальти) континентальною земною корою. На протилежному боці Землі тим часом продовжувала існувати базальтова земна кора, вкрита первинним океаном Панталассою.
Перша Землі епоха складчастості відбулася близько 3 млрд. л. н. і одержала назву кільської (саамської). Наступна складчастість, що супроводжувала консолідацію окремих куполів до Пангею-0 2,8-2,6 млрд. л. н., одержала назву біломорської (або кеноранської).
Після утворення величезної континентальної оболонки, під нею знову стало накопичуватися зайве тепло, яке почало призводити до розущільнення речовини Пангеї-0, що виявляється за певними лініями (поясами), можливо обумовленим обертанням планети. Знову стали відбуватися розриви земної кори, що супроводжуються рифтогенними прогинами - авлакогенами. По них активізувалися протогеосинкліналі або рухливі пояси, над якими плескалися древні моря; вони розділили Пангею-0 на велику кількість мікропліт — протоплатформ, які зараз є ядрами стародавніх платформ. Усе це відбулося на початку протерозою, тобто. близько 2,5 млрд років тому.
У структурі протоплатформ стали виділятися синеклізи, антеклізи та щити. Близько 2 млрд. л. частина протоплатформ була об'єднана під час чергової – балтійської складчастості.Її сліди зараз чітко видно, зокрема, у будові Балтійського щита між Кольським півостровом та Карелією.
Через 600 млн. років, на межі раннього та пізнього протерозою (1,9-1,65 млрд. л. н.) циклічний розвиток земних надр знову призвів до стягування протоплатформ в єдиний суперконтинент - Пангею-1 або Мегагею. Характер їхнього з'єднання відрізнявся від попереднього, чисто геосинюшнального: можливо, протоплатформи вже зазнавали горизонтальних зсувів — спочатку розходилися, а потім сходилися і
стикалися. Однією з причин, які стали призводити до горизонтальних зсувів літосферних плит по в'язкій астеносфері або по якомусь іншому шару, могла бути, на думку В.Є. Хаїна, зміни в просторі-часі характеру конвекції мантійної речовини (або нерівномірне нагрівання мантії). Коли конвекція розвивається переважно в одному секторі мантії (в одному осередку), плити над ним розсуваються та збираються на протилежному боці Землі в єдиний суперкоітинент. Коли ж ця монопольність руйнується, конвекційні струми починають підніматися до поверхні відразу в багатьох місцях Землі (у багатьох осередках мантії). Тоді єдиний суперконтинент розколюється цими струмами на багато дрібних плит, які починають хаотично дрейфувати в'язкою "підстилкою" літосфери.
Таким чином, механізм складчастостей, що виявився з початку пізнього протерозою, суттєво відрізняється від геосинклінального. Можна сміливо сказати, що у рубежі раннього і пізнього протерозою Землі почали активно діяти процеси тектоніки літосферних плит, що визначають відтоді тектонічну життя нашої планети. Ранньогеосинклінальний етап розвитку земної кори 1,8 млрд. л. н. змінився сучасним — геосинклінально-платформним, хоча його правомірніше називати етапом дрейфу літосферних плит абоетапом глобальної тектоніки літосферних плит.
Складчастість, яка об'єднала протоплатформи в Мегагею, отримала назву карельської. Вона знаменується утворенням стабільних ділянок - "стародавніх" платформ, складених з протоплатформ пізнього архею і раннього протерозою, і поясів карельської складчастості, що консолідували ці ділянки. Карельські платформи збереглися Землі донині і стали основою сучасних материків. На цей час збереглося 12 стародавніх платформ: Північно-Американська, Східно-Європейська, Сибірська, Баренцевоморська, Гіперборейська (східна Арктика), Південно-Американська, Африкано-Аравійська, Індійська, Південно-Китайська, Китайсько-Корейська, Австралій. По околицях Мегагеї, а також у її центральних частинах існували рухливі геосинклінальні зони (чи вже рифти?), але їх було небагато. Проте вже в середньому рифеї процеси деструкції Мегагеї посилилися — з'явилися нові авлакогени у Північній Америці, Східній Європі, Сибіру. Як правило, саме з них відбувалося подальше розмежування давніх платформ.
Виникнення геосинкліналей та орогенів, формування складчастих поясів, розкол та об'єднання платформ призвели до посилення темпів та амплітуди рельєфо-освіти. Сліди його збереглися у вигляді грубоуламкових молас, що утворилися при вирівнюванні середньогір'я, а може бути і високогір'я.