Происхождение земной коры
При раздвижении литосферных плит в океанических рифтовых зонах возникают открытые трещины растяжения, через которые из астеносферы поднимаются базальтовые расплавы. Изливаясь на поверхность океанического дна в форме подушечных лав, эти базальты постепенно формируют верхнюю часть второго (базальтового) слоя океанической коры (первый сложен осадками). Состав базальтов обычно определяется глубиной их выплавления и дифференциации. Под рифтовыми зонами очаги базальтовых расплавов обычно формируются на небольших глубинах от 10-15 до 2-3 км, поэтому изливающиеся там базальты обычно имеют толеитовый состав. Под подушечными лавами располагается так называемый дайковый комплекс, образующийся за счёт заполнения возникающих в рифтовых зонах трещин базальтовыми магмами. Обычно этот комплекс состоит из прижатых друг к другу даек (по типу «дайка в дайку») долеритов (мелко- и среднекристаллическая порода) толеитового состава и слагает собой нижнюю часть базальтового (второго) слоя океанической коры.
Ниже располагается третий слой океанической коры, сложенный вверху габбро, также толеитового состава, а внизу — серпентинитами, образованными по ультраосновным породам — гарцбургитам и лерцолитам. Габбро формируются за счёт медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге, питавшем до этого базальтовый вулканизм рифтовых зон, а серпентинитовый слой обычно возникает только на некотором удалении от этих зон благодаря проникновению океанической воды по трещинам под слой габбро, т. е. за счёт гидратации ультраосновных пород собственно литосферы. Глубина проникновения воды ограничивается литостатическим давлением около 2,3 кбар, выше которого серпентинит становится настолько пластичным, что глубже все трещины и поры в нем полностью заплывают, закрывая тем самым и доступ воде на более глубокие горизонты (см. рис. 5). Общая мощность океанической коры, оцениваемая по данным сейсмических исследований, приблизительно равна 6,5-7 км, по этим же данным мощность осадков меняется от 0 до 1 000 м (в среднем 500 м), толщина базальтового слоя 2-2,5 км и габбро-серпентинитового слоя 4-4,5 км.
Породы всех трёх слоев океанической коры (первого — осадочного, второго -базальтового и третьего — габбро-серпентинитового) существенно гидратированы. Так, только в серпентинитах содержится до 10-11% связанной воды, а всего в гидросиликатах коры связано не менее 5% воды от её массы. Процесс гидратации пород океанической коры обычно сопровождается выносом из неё кремнезёма, кальция, магния, сульфидов железа и других рудных элементов, формирующих вблизи рифтовых зон рудоносные осадки.
Все реакции гидратации такого типа являются экзотермическими и сопровождаются выделением тепла. Главными из этих реакций являются:
Гидратация базальтов, главным минералом которых является анортит, происходит по обобщённой реакции
Одновременно с этим гидратация коры приводит к её обогащению калием, натрием и некоторыми другими литофильными элементами, в том числе ураном, попадающими в неё вместе с морской водой.
Континентальная кора, как теперь выяснилось, в основном формируется в зонах поддвига литосферных плит за счёт переработки океанической коры и затягиваемых туда осадков. При этом магматизм зон поддвига плит резко отличается от сравнительно примитивного магматизма океанского дна: здесь главную роль уже играют средние и более кислые породы — андезиты, их интрузивные аналоги — диориты, гранодиориты, а при надвиге островных дуг на пассивные окраины континентов — гранитный магматизм. Андезиты и тем более гранитоиды принципиально отличаются от базальтов повышенными содержаниями кремнезёма, щелочей, особенно калия и других литофильных элементов, и пониженными содержаниями магния, кальция, железа и других переходных металлов группы железа. Андезиты и гранодиориты щелочного ряда не могут быть получены дифференциацией базальтовых магм мантийного происхождения — это специфические корово-континентальные породы, возникающие благодаря сложной переработке других пород и осадков на нижних уровнях коры или самых верхов мантии.
Трение литосферных плит в зонах их поддвига сопровождается выделением большого количества тепла — около 500-700 кал на 1 г пород океанической коры. Если бы из зоны поддвига плит не существовало выноса тепла, то его хватило бы для прогрева пород коры до 1500-2400 °С. Практически водонасыщенные силикаты начинают плавиться при значительно более низких температурах (около 700-800 °С), поэтому океаническая кора в этих зонах неизбежно должна плавиться, а вынос на поверхность образовавшихся магм и водных флюидов приведёт к снижению температуры в зоне трения плит до уровня около 1100-1200 °C.
Происходящие в зонах поддвига плит процессы дегидратации и анатексиса океанической коры развиваются по достаточно сложной многоступенчатой схеме. Все стадии преобразования коры до конца ещё далеко не выяснены, однако общую направленность процессов можно представить уже сейчас (Сорохтин и др., 1971). Прежде всего, попадая в зоны поддвига плит, все породы океанической коры начинают активно дегидратироваться. Вначале они теряют поровую воду, затем кристаллизационную, после чего в них развивается сложный ряд метаморфических преобразований, сопровождаемых освобождением воды, кремнезёма, щелочей (особенно калия) и литофильных элементов. Например, десерпентинизация коры проходит по реакциям:
серпентин → тальк + форстерит + вода;
тальк → форстерит + кремнезём + вода.
Входящие в состав океанической коры породы зеленокаменной фации метаморфизма при разогреве в зонах трения плит постепенно дегидратируются, теряют часть воды, испытывают прогрессивный метаморфизм амфиболитовой фации и теряют часть кремнезёма. Например, такие характерные для пород зелёно-сланцевой фации метаморфизма минералы, как пирофиллит, хлорит и хлоритоид, попадая в условия амфиболитовой фации, преобразуются с потерей воды и кремнезёма:
пирофиллит → андалузит + кремнезём + вода;
хлорит + мусковит → ставролит + биотит + кремнезём + вода;
хлоритоид + андалузит → ставролит + кремнезём + вода.
Аналогичные преобразования могут происходить и с другими минералами зеленокаменных пород. При ещё большем повышении температуры уже начинают дегидратироваться и плавиться амфиболы и слюды, а кальций и щёлочи связываются в полевых шпатах. Дегидратация глинистых минералов осадков также происходит по аналогичным реакциям с выделением воды и кремнезёма. Так, разрушение монтмориллонита (главного глинистого минерала пелагических осадков) происходит по следующей схеме:
монтмориллонит → парагонит + альбит + хлорит + кремнезём + вода → силлиманит + альбит + кордиерит + кремнезём + вода.
В процессе метаморфических и последующих преобразований пород океанической коры оливин, энстатит, магнетит и другие её тугоплавкие компоненты, а также гранаты, возникающие на глубинах эклогитового перехода, удаляются из системы вместе с погружающейся в мантию литосферной плитой, а водные флюиды, кремнезём и литофильные соединения ассимилируются формирующимися в зонах поддвига плит силикатными расплавами. В результате происходит их обогащение кремнезёмом и литофильными соединениями, а сами расплавы приобретают черты андезитовых составов.
Интересно теперь рассмотреть с точки зрения новой теории происхождение гранитов — одну из центральных проблем в геологии. В настоящее время точка зрения об анатектическом и палингенном (т. е. связанным с расплавлением и переплавлением пород) происхождении большинства гранитов фанерозоя является доминирующей среди петрологов и геологов, хотя признается, что часть гранитов могла образоваться и за счёт глубокого метаморфизма осадков. Однако сами механизмы расплавления, переплавления и метаморфизма коровых пород, а также источники энергии, вещества и флюидов, питающих эти процессы, до последнего времени оставались неясными. С появлением теории тектоники литосферных плит положение резко изменилось, поскольку новая теория предложила реальный механизм, позволяющий понять, каким путём вещество коры может вовлекаться во вторичную переработку, приводящую к образованию гранитоидов.
Так, согласно новой теории, большинство магматических гранитов, во всяком случае в послеархейское время, возникало в результате переплавления осадочных, песчано-глинистых пород, затянутых в зоны поддвига плит при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентов с мощными толщами терригенных осадков, накапливающихся у подножий континентальных склонов. Такова, по-видимому, природа большинства гранитов Урала, Аппалачей, Альп и многих других складчатых поясов, возникших по перифериям древних платформ благодаря надвиганию на них островодужных структур. Гранитоидные расплавы могут возникать и в результате вторичной мобилизации и переплавления сиалического вещества в зоне поддвига океанических плит под континентальные окраины Андийского типа. Такое происхождение имеют крупнейшие гранитные интрузии Анд в Южной Америке, каледонские граниты Британских островов, Казахстана, Южной Сибири, герцинские граниты Восточной Австралии, Юго-Восточной Азии и некоторых других районов мира. Если же активная окраина континента Андийского типа окажется надвинутой на пассивную континентальную окраину, то масса выплавившихся при этом гранитов может оказаться особенно большой. По-видимому, таким путём при столкновении подвижного пояса Скалистых гор с пассивной окраиной Северо-Американской платформы образовались гигантские гранитные батолиты Невады на западе США.
Происхождение метаморфических гранитов, часто с сохранившимися в них теневыми структурами — следами осадочных напластований, в рамках новой теории объясняется метасоматической переработкой осадочно-вулканогенных толщ перегретыми и минерализованными водами, поднимающимися из зон поддвига плит в тылу островных дуг и активных окраин континентов Андийского типа. При этом близость составов метасоматических и палингенных гранитов объясняется их эвтектическим составом, не зависящим от путей дифференциации исходных расплавов. Идея о происхождении гранитов за счёт метасоматической переработки вмещающих пород потоками горячих растворов и связанных с ними расплавов не является новой. Однако только после появления теории тектоники литосферных плит был найден тот природный механизм, благодаря которому под геосинклинальными поясами Земли (т. е. над зонами поддвига плит) возникают мощнейшие потоки перегретых и сильно минерализованных флюидов. Этот механизм приводится в действие процессом дегидратации океанической коры в зонах поддвига океанических литосферных плит под островные дуги и активные окраины континентов Андийского типа.
Подсчитано, что в настоящее время под этими структурами выделяется до 3 км термальных вод в год, а в прошлые геологические эпохи и того больше. Так, в раннем протерозое через зоны поддвига плит ежегодно фильтровалось до 7 км3 перегретых водных флюидов, тогда как всего за время жизни Земли через эти зоны профильтровалось 16 млрд км3 воды, или в семь раз больше, чем её содержится во внешних геосферах Земли (т.е. в гидросфере, океанической и континентальной коре вместе взятых). Следовательно, за геологическую историю Земли вся вода гидросферы в среднем не менее семи раз фильтровалась через зоны поддвига плит, частично фиксируясь в континентальной коре (300 млн км3 связанной воды), но в большей части вновь поступая в гидросферу и океаническую кору. Этой воды, как видно, более, чем достаточно для гранитизации всей континентальной коры, поскольку объем последней (примерно 8 млрд км3) приблизительно в два раза меньше вовлечённого в циркуляцию объёма воды.
Естественно, что составы магм, возникающих в процессе плавления пород, существенно зависят от состава этих пород. Так, при затягивании в зоны поддвига плит карбонатных пород или эвапоритов должны возникать расплавы с повышенным содержанием щёлочноземельных или щелочных элементов. Ассимиляция карбонатов приводит к десилификации магмы и к относительному увеличению содержания в ней щелочей. Существенные преобразования должны произойти с силикатными магмами при попадании в зоны поддвига плит эвапоритов, так как после ассимиляции соленосных отложений первоначально кислые магмы насыщаются щелочами, хлором, фтором и некоторыми другими рассеянными элементами и теряют кальций. В результате состав расплавов становится сиенитовым. Аналогично этому при затягивании под островные дуги осадков, обогащённых фосфором (например, фосфоритов, скопившихся в прибрежных районах бывших зон апвеллингов на склонах и шельфах древних окраин континентов), могут образоваться магмы, сильно обогащённые апатитом. Наконец, при попадании в зоны поддвига плит металлоносных осадков, содержащих рудные элементы, могут возникнуть магмы, богатые рудными компонентами.
Ниже располагается третий слой океанической коры, сложенный вверху габбро, также толеитового состава, а внизу — серпентинитами, образованными по ультраосновным породам — гарцбургитам и лерцолитам. Габбро формируются за счёт медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге, питавшем до этого базальтовый вулканизм рифтовых зон, а серпентинитовый слой обычно возникает только на некотором удалении от этих зон благодаря проникновению океанической воды по трещинам под слой габбро, т. е. за счёт гидратации ультраосновных пород собственно литосферы. Глубина проникновения воды ограничивается литостатическим давлением около 2,3 кбар, выше которого серпентинит становится настолько пластичным, что глубже все трещины и поры в нем полностью заплывают, закрывая тем самым и доступ воде на более глубокие горизонты (см. рис. 5). Общая мощность океанической коры, оцениваемая по данным сейсмических исследований, приблизительно равна 6,5-7 км, по этим же данным мощность осадков меняется от 0 до 1 000 м (в среднем 500 м), толщина базальтового слоя 2-2,5 км и габбро-серпентинитового слоя 4-4,5 км.
Рисунок 5. Строение рифтовой зоны и океанической коры:
1 — уровень океана; 2 — осадки; 3 — подушечные базальтовые лавы (слой 2а); 4 — дайковый комплекс, долериты (слой 2б); 5 — габбро; 6 — расслоенный комплекс; 7 — серпентиниты; 8 — лерцолиты литосферных плит; 9 — астеносфера; 10 — изотерма 500 °С (начало серпентинизации).
Породы всех трёх слоев океанической коры (первого — осадочного, второго -базальтового и третьего — габбро-серпентинитового) существенно гидратированы. Так, только в серпентинитах содержится до 10-11% связанной воды, а всего в гидросиликатах коры связано не менее 5% воды от её массы. Процесс гидратации пород океанической коры обычно сопровождается выносом из неё кремнезёма, кальция, магния, сульфидов железа и других рудных элементов, формирующих вблизи рифтовых зон рудоносные осадки.
Все реакции гидратации такого типа являются экзотермическими и сопровождаются выделением тепла. Главными из этих реакций являются:
Формула 25. Реакция гидратации: оливин — серпентин — магнезит
Формула 26. Реакция гидратации: оливин — серпентин — брусит
Формула 27. Реакция гидратации: энстатит — серпентин — кварц
Гидратация базальтов, главным минералом которых является анортит, происходит по обобщённой реакции
Формула 28. Гидратация базальтов: анортит — каолин — кальцит
Одновременно с этим гидратация коры приводит к её обогащению калием, натрием и некоторыми другими литофильными элементами, в том числе ураном, попадающими в неё вместе с морской водой.
Континентальная кора, как теперь выяснилось, в основном формируется в зонах поддвига литосферных плит за счёт переработки океанической коры и затягиваемых туда осадков. При этом магматизм зон поддвига плит резко отличается от сравнительно примитивного магматизма океанского дна: здесь главную роль уже играют средние и более кислые породы — андезиты, их интрузивные аналоги — диориты, гранодиориты, а при надвиге островных дуг на пассивные окраины континентов — гранитный магматизм. Андезиты и тем более гранитоиды принципиально отличаются от базальтов повышенными содержаниями кремнезёма, щелочей, особенно калия и других литофильных элементов, и пониженными содержаниями магния, кальция, железа и других переходных металлов группы железа. Андезиты и гранодиориты щелочного ряда не могут быть получены дифференциацией базальтовых магм мантийного происхождения — это специфические корово-континентальные породы, возникающие благодаря сложной переработке других пород и осадков на нижних уровнях коры или самых верхов мантии.
Трение литосферных плит в зонах их поддвига сопровождается выделением большого количества тепла — около 500-700 кал на 1 г пород океанической коры. Если бы из зоны поддвига плит не существовало выноса тепла, то его хватило бы для прогрева пород коры до 1500-2400 °С. Практически водонасыщенные силикаты начинают плавиться при значительно более низких температурах (около 700-800 °С), поэтому океаническая кора в этих зонах неизбежно должна плавиться, а вынос на поверхность образовавшихся магм и водных флюидов приведёт к снижению температуры в зоне трения плит до уровня около 1100-1200 °C.
Происходящие в зонах поддвига плит процессы дегидратации и анатексиса океанической коры развиваются по достаточно сложной многоступенчатой схеме. Все стадии преобразования коры до конца ещё далеко не выяснены, однако общую направленность процессов можно представить уже сейчас (Сорохтин и др., 1971). Прежде всего, попадая в зоны поддвига плит, все породы океанической коры начинают активно дегидратироваться. Вначале они теряют поровую воду, затем кристаллизационную, после чего в них развивается сложный ряд метаморфических преобразований, сопровождаемых освобождением воды, кремнезёма, щелочей (особенно калия) и литофильных элементов. Например, десерпентинизация коры проходит по реакциям:
серпентин → тальк + форстерит + вода;
тальк → форстерит + кремнезём + вода.
Входящие в состав океанической коры породы зеленокаменной фации метаморфизма при разогреве в зонах трения плит постепенно дегидратируются, теряют часть воды, испытывают прогрессивный метаморфизм амфиболитовой фации и теряют часть кремнезёма. Например, такие характерные для пород зелёно-сланцевой фации метаморфизма минералы, как пирофиллит, хлорит и хлоритоид, попадая в условия амфиболитовой фации, преобразуются с потерей воды и кремнезёма:
пирофиллит → андалузит + кремнезём + вода;
хлорит + мусковит → ставролит + биотит + кремнезём + вода;
хлоритоид + андалузит → ставролит + кремнезём + вода.
Аналогичные преобразования могут происходить и с другими минералами зеленокаменных пород. При ещё большем повышении температуры уже начинают дегидратироваться и плавиться амфиболы и слюды, а кальций и щёлочи связываются в полевых шпатах. Дегидратация глинистых минералов осадков также происходит по аналогичным реакциям с выделением воды и кремнезёма. Так, разрушение монтмориллонита (главного глинистого минерала пелагических осадков) происходит по следующей схеме:
монтмориллонит → парагонит + альбит + хлорит + кремнезём + вода → силлиманит + альбит + кордиерит + кремнезём + вода.
В процессе метаморфических и последующих преобразований пород океанической коры оливин, энстатит, магнетит и другие её тугоплавкие компоненты, а также гранаты, возникающие на глубинах эклогитового перехода, удаляются из системы вместе с погружающейся в мантию литосферной плитой, а водные флюиды, кремнезём и литофильные соединения ассимилируются формирующимися в зонах поддвига плит силикатными расплавами. В результате происходит их обогащение кремнезёмом и литофильными соединениями, а сами расплавы приобретают черты андезитовых составов.
Интересно теперь рассмотреть с точки зрения новой теории происхождение гранитов — одну из центральных проблем в геологии. В настоящее время точка зрения об анатектическом и палингенном (т. е. связанным с расплавлением и переплавлением пород) происхождении большинства гранитов фанерозоя является доминирующей среди петрологов и геологов, хотя признается, что часть гранитов могла образоваться и за счёт глубокого метаморфизма осадков. Однако сами механизмы расплавления, переплавления и метаморфизма коровых пород, а также источники энергии, вещества и флюидов, питающих эти процессы, до последнего времени оставались неясными. С появлением теории тектоники литосферных плит положение резко изменилось, поскольку новая теория предложила реальный механизм, позволяющий понять, каким путём вещество коры может вовлекаться во вторичную переработку, приводящую к образованию гранитоидов.
Так, согласно новой теории, большинство магматических гранитов, во всяком случае в послеархейское время, возникало в результате переплавления осадочных, песчано-глинистых пород, затянутых в зоны поддвига плит при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентов с мощными толщами терригенных осадков, накапливающихся у подножий континентальных склонов. Такова, по-видимому, природа большинства гранитов Урала, Аппалачей, Альп и многих других складчатых поясов, возникших по перифериям древних платформ благодаря надвиганию на них островодужных структур. Гранитоидные расплавы могут возникать и в результате вторичной мобилизации и переплавления сиалического вещества в зоне поддвига океанических плит под континентальные окраины Андийского типа. Такое происхождение имеют крупнейшие гранитные интрузии Анд в Южной Америке, каледонские граниты Британских островов, Казахстана, Южной Сибири, герцинские граниты Восточной Австралии, Юго-Восточной Азии и некоторых других районов мира. Если же активная окраина континента Андийского типа окажется надвинутой на пассивную континентальную окраину, то масса выплавившихся при этом гранитов может оказаться особенно большой. По-видимому, таким путём при столкновении подвижного пояса Скалистых гор с пассивной окраиной Северо-Американской платформы образовались гигантские гранитные батолиты Невады на западе США.
Происхождение метаморфических гранитов, часто с сохранившимися в них теневыми структурами — следами осадочных напластований, в рамках новой теории объясняется метасоматической переработкой осадочно-вулканогенных толщ перегретыми и минерализованными водами, поднимающимися из зон поддвига плит в тылу островных дуг и активных окраин континентов Андийского типа. При этом близость составов метасоматических и палингенных гранитов объясняется их эвтектическим составом, не зависящим от путей дифференциации исходных расплавов. Идея о происхождении гранитов за счёт метасоматической переработки вмещающих пород потоками горячих растворов и связанных с ними расплавов не является новой. Однако только после появления теории тектоники литосферных плит был найден тот природный механизм, благодаря которому под геосинклинальными поясами Земли (т. е. над зонами поддвига плит) возникают мощнейшие потоки перегретых и сильно минерализованных флюидов. Этот механизм приводится в действие процессом дегидратации океанической коры в зонах поддвига океанических литосферных плит под островные дуги и активные окраины континентов Андийского типа.
Подсчитано, что в настоящее время под этими структурами выделяется до 3 км термальных вод в год, а в прошлые геологические эпохи и того больше. Так, в раннем протерозое через зоны поддвига плит ежегодно фильтровалось до 7 км3 перегретых водных флюидов, тогда как всего за время жизни Земли через эти зоны профильтровалось 16 млрд км3 воды, или в семь раз больше, чем её содержится во внешних геосферах Земли (т.е. в гидросфере, океанической и континентальной коре вместе взятых). Следовательно, за геологическую историю Земли вся вода гидросферы в среднем не менее семи раз фильтровалась через зоны поддвига плит, частично фиксируясь в континентальной коре (300 млн км3 связанной воды), но в большей части вновь поступая в гидросферу и океаническую кору. Этой воды, как видно, более, чем достаточно для гранитизации всей континентальной коры, поскольку объем последней (примерно 8 млрд км3) приблизительно в два раза меньше вовлечённого в циркуляцию объёма воды.
Естественно, что составы магм, возникающих в процессе плавления пород, существенно зависят от состава этих пород. Так, при затягивании в зоны поддвига плит карбонатных пород или эвапоритов должны возникать расплавы с повышенным содержанием щёлочноземельных или щелочных элементов. Ассимиляция карбонатов приводит к десилификации магмы и к относительному увеличению содержания в ней щелочей. Существенные преобразования должны произойти с силикатными магмами при попадании в зоны поддвига плит эвапоритов, так как после ассимиляции соленосных отложений первоначально кислые магмы насыщаются щелочами, хлором, фтором и некоторыми другими рассеянными элементами и теряют кальций. В результате состав расплавов становится сиенитовым. Аналогично этому при затягивании под островные дуги осадков, обогащённых фосфором (например, фосфоритов, скопившихся в прибрежных районах бывших зон апвеллингов на склонах и шельфах древних окраин континентов), могут образоваться магмы, сильно обогащённые апатитом. Наконец, при попадании в зоны поддвига плит металлоносных осадков, содержащих рудные элементы, могут возникнуть магмы, богатые рудными компонентами.