Отрицательные движения, связанные с эклогитизацией пород земной коры
Эклогитизация — превращение разнообразных магматических и метаморфических пород основного состава: базальтов, долеритов, габбро, диабазов, диабазовых порфиритов, пироксеновых и гранатовых сланцев, гнейсов и гранулитов, мета-стабильных в термобарических условиях земной коры и предположительно широко распространённых в её составе, особенно в нижних горизонтах, в их наиболее стабильную изохимическую модификацию — эклогит. Плотность эклогитов составляет 3.4–3.6 г/см3, плотность магматических и метаморфических пород основного состава не превышает 2.9–3.1 г/см . Следовательно, эклогитизация может явиться эффективной причиной возбуждения отрицательных тектонических движений. В процессе эклоги-тизации, следуя за сокращением объёма и переуплотнением магматических и метаморфических базитов, кора должна оседать, заполняя высвобождающееся пространство. Амплитуда движений и их последствия могут быть весьма значительными. Поэтому они уже давно привлекают внимание геологов. Первые описания таких движений можно найти в работах В. Е. Хайна (1964), А. Е. Рингвуда, Д. X. Грина (Ringwood, Creen, 1966), В. В. Белоусова (1966), Ю. А. Косыгина (1969).
Условия перехода нормальных коровых базитов в эклогит изучены экспериментальными работами, выполненными Ф. Р. Бойдом, Дж. Инглендом, X. Йодером, К. Тилли, Д. X. Грином, А. Е. Рингвудом, К. Ито, Д. К. Кеннеди, Л. X. Коеном в 1957–1968 гг. Обобщённые результаты этих исследований отражены на рис. 68. Согласно экспериментам, нормальные магматические и метаморфические породы основного состава на глубинах порядка 15 км (при давлениях 5 кбар) могут существовать только в том случае, если недра на этих глубинах разогреты до температуры 300 °С и выше; на глубинах порядка 25–30 км (10 кбар) — при температурах выше 500–600 °С; на глубинах порядка 40–45 км (15 кбар) — при температурах, превышающих 800 °С. Такие температуры наблюдаются только в тектонически активных областях (Рябой, 1979; Моисеенко, Смыслов, 1983) — в эвгеосинклинальных бассейнах, в позднегеосинклинальных подвижных горноскладчатых областях и в областях дейтероорогенеза. При тех же давлениях, но более низких температурах, т. е. в континентальных областях относительного тектонического покоя, эти породы существовать не могут.
В таких условиях стабильны только эклогиты. Значит, эклогитизация и связанные с нею отрицательные тектонические движения могут достаточно широко проявиться только в пределах материковых областей, где активное тектоническое состояние сменяется относительным тектоническим покоем и где недра значительно охлаждены. Поэтому предполагается, что особенно заметными эти движения должны быть в эпохи перехода земной коры из состояния позднегеосинклинального орогенеза в платформенное (Хайн, 1964) и в моменты завершения эпиплатформенной тектонической активизации (Косыгин, 1969; Куликов, 1970, 1971). В первом случае эклогитизации подвергаются «корни» позднегеосинклинальных горных хребтов, состоящие из базитовых реститов геосинклинального комплекса (амфиболитов, пироксеновых и гранатовых гранулитов, гнейсов и сланцев), остатков третьего и второго слоев исходной океанической коры, линз «аномальной» мантии и интрузивных тел габброидов, образовавшихся на разных стадиях завершающего геосинклинального цикла. Во втором случае (рис. 69) эклогитизация охватывает нижнекоровые линзы «аномальной» мантии, вторичные базальты, образовавшиеся в результате переплавления пород гранулито-базитового слоя коры в контакте с перегретой «аномальной» мантией, и разнообразные нижнекоровые тела первичных мантийных базальтов, внедрившиеся в эпоху дейтероорогенеза Следствием «эклогитизационных» движений являются: 1) чрезвычайно быстрое исчезновение на планете позднегеосинклинальных и эпиплатформенных горных сооружений; 2) образование первичных пенепленов на месте протоорогенов (Хайн, 1964) и вторичных пенепленов на месте дейтероорогенов; 3) возникновение гигантских платформенных седиментационных бассейнов — плит, в том числе и Западно-Сибирской плиты (Косыгин, 1969; Куликов, 1970, 1971; рис. 69);
4) формирование периокеанических опусканий материков типа Мозамбикско-Сомалийского (Артюшков, 1979; Сорохтин, 1979). Во всех этих случаях эклогитизация сопровождается весьма значительным уменьшением (на 5–15 км) мощности земной коры. Это вполне естественно. Так как нижние горизонты коры прото-и дейтероорогенов являются существенно базитовыми, то после эклогитизации они приобретают плотностные свойства мантии и в полном объёме переходят в её состав.
В серии работ, опубликованных за последние 10 лет (Яншин и др., 1977; Артюшков, 1979; Артюшков и др., 1979; Механизм..., 1982; Артюшков, Беэр, 1984), развивается новая идея, согласно которой эклогитизация «базальтового» слоя земной коры и все обусловленные ею явления возможны не только при охлаждении, но и при умеренном нагревании до 700–800 °С прежде охлаждённых (400–600 °С) нижнекоровых масс. Предполагается, что именно «тепловая эклогитизация» холодной континентальной коры и явилась первопричиной образования, например, современных Черноморской и Южно-Каспийской глубоководных котловин, среднетриасового глубоководного Динарско-Таврского геосинклинального прогиба, девонско-каменноугольной Прикаспийской впадины, раннепермского Предуральского передового прогиба, а также тех участков акваторий современных дальневосточных морей, где сохранилась утонченная континентальная кора. Это, безусловно, интересная идея. Однако в ней, по нашему мнению, есть два слабых звена.
Во-первых, нет достоверных доказательств тому, что нижняя часть коры континентальных равнинных областей действительно «сложена главным образом породами основного состава» (Механизм..., 1982, с. 21). Эти доказательства особенно нужны, так как существует противоположное обоснованное утверждение, что нижняя кора в безводных условиях не-может иметь основной состав. Физическим свойствам нижней коры лучше всего соответствуют породы среднего состава, приближающиеся к кварцевому диориту в эклогитовой фации (Рингвуд, 1981, с. 39–42). Во-вторых, остаётся неясным, почему базиты нижней части коры, способные превратиться в эклогит при их нагревании, не стали таковыми в период перехода коры из геосинклинального в платформенное состояние, когда эти породы находились примерно в тех же самых необходимых термобарических условиях: температура 800–600 °С, давление 10–12 кбар.
Условия перехода нормальных коровых базитов в эклогит изучены экспериментальными работами, выполненными Ф. Р. Бойдом, Дж. Инглендом, X. Йодером, К. Тилли, Д. X. Грином, А. Е. Рингвудом, К. Ито, Д. К. Кеннеди, Л. X. Коеном в 1957–1968 гг. Обобщённые результаты этих исследований отражены на рис. 68. Согласно экспериментам, нормальные магматические и метаморфические породы основного состава на глубинах порядка 15 км (при давлениях 5 кбар) могут существовать только в том случае, если недра на этих глубинах разогреты до температуры 300 °С и выше; на глубинах порядка 25–30 км (10 кбар) — при температурах выше 500–600 °С; на глубинах порядка 40–45 км (15 кбар) — при температурах, превышающих 800 °С. Такие температуры наблюдаются только в тектонически активных областях (Рябой, 1979; Моисеенко, Смыслов, 1983) — в эвгеосинклинальных бассейнах, в позднегеосинклинальных подвижных горноскладчатых областях и в областях дейтероорогенеза. При тех же давлениях, но более низких температурах, т. е. в континентальных областях относительного тектонического покоя, эти породы существовать не могут.
В таких условиях стабильны только эклогиты. Значит, эклогитизация и связанные с нею отрицательные тектонические движения могут достаточно широко проявиться только в пределах материковых областей, где активное тектоническое состояние сменяется относительным тектоническим покоем и где недра значительно охлаждены. Поэтому предполагается, что особенно заметными эти движения должны быть в эпохи перехода земной коры из состояния позднегеосинклинального орогенеза в платформенное (Хайн, 1964) и в моменты завершения эпиплатформенной тектонической активизации (Косыгин, 1969; Куликов, 1970, 1971). В первом случае эклогитизации подвергаются «корни» позднегеосинклинальных горных хребтов, состоящие из базитовых реститов геосинклинального комплекса (амфиболитов, пироксеновых и гранатовых гранулитов, гнейсов и сланцев), остатков третьего и второго слоев исходной океанической коры, линз «аномальной» мантии и интрузивных тел габброидов, образовавшихся на разных стадиях завершающего геосинклинального цикла. Во втором случае (рис. 69) эклогитизация охватывает нижнекоровые линзы «аномальной» мантии, вторичные базальты, образовавшиеся в результате переплавления пород гранулито-базитового слоя коры в контакте с перегретой «аномальной» мантией, и разнообразные нижнекоровые тела первичных мантийных базальтов, внедрившиеся в эпоху дейтероорогенеза Следствием «эклогитизационных» движений являются: 1) чрезвычайно быстрое исчезновение на планете позднегеосинклинальных и эпиплатформенных горных сооружений; 2) образование первичных пенепленов на месте протоорогенов (Хайн, 1964) и вторичных пенепленов на месте дейтероорогенов; 3) возникновение гигантских платформенных седиментационных бассейнов — плит, в том числе и Западно-Сибирской плиты (Косыгин, 1969; Куликов, 1970, 1971; рис. 69);
Рисунок 69. Основные стадии формирования Западно-Сибирской плиты (Куликов, 1971, с дополнениями).
Р2-Т1 — стадия первичного, послегеосинклинального денудационного пенеплена; Т1-2 — дейтероорогенез, тафрогенез и базальтовый вулканизм, вызванные причленением к коре снизу линзы «аномальной» мантии, имеющей, вероятнее всего, астеиолитную природу; Т2-3 — деградация дейтероорогена и образование вторичного денудациоииого пенеплена, обусловленные эклогитизацией базальтовой компоненты «аномальной» мантии; J1-2 — продолжение эклогитизации «аномальной» мантии, сокращение её объёма, компенсационное проседание земной коры и возникновение на земной поверхности озёрно-болотно-аллювнальиого седиментационного бассейна; J3 — продолжение эклогитизации, ингрессия моря; К-Р — заполнение морского бассейна осадками, изостатическое прогибание коры под тяжестью осадков; N—Q — превращение седиментационного бассейна в пенеплен. 1 — «гранитный» слой, 2 — «базальтовый» слой; 3 — мантия; 4 — «аномальная» мантия (базальт-гипербазитовая «каша»); 5 — вторичные базальтовые расплавы, образовавшиеся за счёт пород «базальтового» слоя в контакте с перегретой (до 1 300 °С) «аномальной» мантией; 6 — дейтероороген; 7 — грабены (тафрогены); 8 — «аномальная» мантия, охваченная процессом эклогитизации; 9 — мантия, содержащая вкраплённые эклогиты; 10 — озёрно-болотно-аллювиальные отложения нижне-среднеюрской заводоуковской серии (низы чехла); 11 — мелкое море; 12 — платформенный чехол Западно-Сибирской плиты (юра—неоген).
4) формирование периокеанических опусканий материков типа Мозамбикско-Сомалийского (Артюшков, 1979; Сорохтин, 1979). Во всех этих случаях эклогитизация сопровождается весьма значительным уменьшением (на 5–15 км) мощности земной коры. Это вполне естественно. Так как нижние горизонты коры прото-и дейтероорогенов являются существенно базитовыми, то после эклогитизации они приобретают плотностные свойства мантии и в полном объёме переходят в её состав.
В серии работ, опубликованных за последние 10 лет (Яншин и др., 1977; Артюшков, 1979; Артюшков и др., 1979; Механизм..., 1982; Артюшков, Беэр, 1984), развивается новая идея, согласно которой эклогитизация «базальтового» слоя земной коры и все обусловленные ею явления возможны не только при охлаждении, но и при умеренном нагревании до 700–800 °С прежде охлаждённых (400–600 °С) нижнекоровых масс. Предполагается, что именно «тепловая эклогитизация» холодной континентальной коры и явилась первопричиной образования, например, современных Черноморской и Южно-Каспийской глубоководных котловин, среднетриасового глубоководного Динарско-Таврского геосинклинального прогиба, девонско-каменноугольной Прикаспийской впадины, раннепермского Предуральского передового прогиба, а также тех участков акваторий современных дальневосточных морей, где сохранилась утонченная континентальная кора. Это, безусловно, интересная идея. Однако в ней, по нашему мнению, есть два слабых звена.
Во-первых, нет достоверных доказательств тому, что нижняя часть коры континентальных равнинных областей действительно «сложена главным образом породами основного состава» (Механизм..., 1982, с. 21). Эти доказательства особенно нужны, так как существует противоположное обоснованное утверждение, что нижняя кора в безводных условиях не-может иметь основной состав. Физическим свойствам нижней коры лучше всего соответствуют породы среднего состава, приближающиеся к кварцевому диориту в эклогитовой фации (Рингвуд, 1981, с. 39–42). Во-вторых, остаётся неясным, почему базиты нижней части коры, способные превратиться в эклогит при их нагревании, не стали таковыми в период перехода коры из геосинклинального в платформенное состояние, когда эти породы находились примерно в тех же самых необходимых термобарических условиях: температура 800–600 °С, давление 10–12 кбар.
Информация:
— Следующая статья | В. А. Дедеев, П. К. Куликов: «Происхождение структур земной коры»