ГЛАВА 6: ЭВОЛЮЦИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Осадочные породы и скорость их образования. Пододвигание океанической коры под континенты в зонах Заварицкого-Беньофа. Образование океанической коры в рифтовых зонах. Изверженные породы. Образование континентальной коры над зонами Заварицкого-Беньофа. Метаморфические породы, гранитизация. Геохимическая эволюция земной коры. История руд

Земная кора состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Обсуждение их эволюции удобнее всего начать с осадочных пород, образование которых в океанах в настоящее время доступно непосредственному наблюдению (обширная сводка материалов об осадкообразовании в океанах содержится в недавно вышедшей фундаментальной книге А. П. Лисицына [33]).

Скорости океанического осадкообразования оцениваются по возрастам различных слоев в колонках донных осадков, получаемых при помощи грунтовых трубок, и в кернах, извлекаемых при бурении океанского дна.

Относительные возрасты слоев определяются палеонтологическим методом по видам организмов с известковыми раковинками - корненожек фораминифер и кокколитовых водорослей, а также организмов с кремнеземными раковинками - диатомовых водорослей и одноклеточных животных радиолярий, анализируются и попавшие в осадок пыльца и споры наземных растений. Слои разного возраста различаются также по характеру их намагниченности, на чем основаны методы палеомагнитной стратиграфии, к которым мы вернемся в главе 9.

Абсолютные возрасты слоев осадков определяются изотопными методами - по содержанию в них радиоактивного изотопа углерода С¹⁴ (возрасты до 50-60 тыс. лет); ионий-протактиниевым методом по изотопному отношению I²³⁰/Ра²³¹, а также радиево-иониевым, ионий-ториевым и протактиний-ториевым методами (возрасты до 200 тыс. лет); по содержанию радиоактивных висмута (Bi²¹⁴), алюминия (Al²⁶) и бериллия (Be¹⁰) (возрасты до 0.3, 3 и 10 млн. лет); калий-аргоновым методом.

Полученные указанными методами оценки скоростей осадкообразования, а также карты типов осадков показывают, что в осадкообразовании проявляется широтная, циркумконтинентальная и вертикальная зональность. В зонах срединно-океанических хребтов осадки встречаются лишь в разрозненных «карманах». Наименьшие скорости осадкообразования - меньше 1 мм за 1000 лет, а местами даже меньше 0.1 мм за 1000 лет - наблюдаются в глубоких центральных котловинах океанов; осадки там имеют вид тонких слоев плотных красных глин. На большей части площадей Тихого и Индийского океанов осадконакопление происходит со скоростями 3-10 мм/1000 лет, причем образуются преимущественно карбонатные осадки. В высокоширотных и экваториальной зонах Тихого и Индийского океанов и на большей части площади Атлантического океана (в котором осадкообразование вообще происходит в несколько раз интенсивнее, чем в Тихом) скорость осадкообразования увеличивается до 10-30 мм/1000 лет, а ближе к берегам - до 30-100 мм/1000 лет, в краевых морях - до 100-500 мм/1000 лет, а напротив устьев больших и мутных рек - до тысяч и даже десятков тысяч миллиметров за 1000 лет. Средняя по всей площади океанов скорость осадконакопления получается порядка десятков миллиметров за 1000 лет.

Другой способ оценки средней скорости осадкообразования заключается в подсчете источников осаждающегося вещества. Главным источником является твердое вещество, выносимое с континентов реками в виде взвеси; по данным, изложенным в книге А. П. Лисицына [33], его масса оценивается в 18.5 млрд. т в год, причем около 40% этой суммы дают 11 крупнейших рек - Хуанхэ, Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Миссисипи, Амазонка, Инд, Иравади, Меконг, Оранжевая и Колорадо. Сток растворенных веществ оценивается в 3.2 млрд. т, снос твердого вещества ледниками и ветром - соответственно в 1.5 и 1.6 млрд. т, скорость размыва морских берегов и дна - в 0.5 млрд. т в год. Вклад вулканического пепла в океаническое осадкообразование оценивается в 2-3 млрд. т в год. Наконец, из огромной годичной продукции планктона, порядка 550 млрд. т живого или 110 млрд. т сухого вещества, на дно океана осаждается лишь очень малая доля: карбонатного вещества - 1.36 и кремнистого - 0.46 млрд. т. По этим данным суммарная скорость океанического осадкообразования оценивается в 27 млрд. т в год. Поделив эту цифру на площадь океанов 3.6·10¹⁸ см² и на типичный объемный вес твердой фазы рыхлых осадков натуральной влажности, скажем, на 1.5 г/см³, получим среднюю скорость осадкообразования, равную 50 мм/1000 лет, в хорошем соответствии с прямыми измерениями.

Средняя скорость наращивания осадочных пород плотностью 2.5 г/см³ получается равной 3 см/1000 лет (а скорость эрозии суши - вдвое больше). При такой скорости осадкообразования за 4 млрд. лет геологического времени сформировалась бы кора из осадочных пород толщиной 120 км и массой 10.8·10⁷ триллионов т, тогда как, по данным главы 3, вся земная кора, состоящая из осадочных, изверженных и метаморфических пород, имеет среднюю толщину 33 км и массу 4.7·10⁷ триллионов т (осадочных пород в ней лишь около 2·10⁶ триллионов т). Даже если принять, что скорость осадкообразования в течение большей части геологического времени была меньше современной, скажем, втрое, то за 4 млрд. лет все же накопился бы слой осадочных пород толщиной 40 км, тогда как в современной континентальной коре его толщина в среднем равна 3 км, а в океанической коре - всего 0.7 км. Таким образом, мы сразу же приходим к важному выводу о том, что должны действовать какие-то эффективные механизмы превращения осадочных пород в изверженные и метаморфические породы континентальной коры и даже полного исчезновения осадочных пород, т. е. их ухода из земной коры в мантию.

Опускаться в мантию осадочные породы могут, вероятно, лишь вместе со всей несущей кору литосферной плитой. Наиболее подходящими местами для таких процессов представляются края литосферных плит. Естественно ожидать, что на границе между двумя сталкивающимися литосферными плитами (несущими, например, одна океаническую, а другая континентальную кору) та из них, которая обладает меньшей плавучестью (т. е. большей плотностью, в приведенном примере - океаническая), заглубляется в мантию под более плавучую плиту. Тогда в зоне заглубляющейся плиты следует ожидать глубокофокусных землетрясений.

Как отмечалось в главе 3, все глубокофокусные землетрясения, кроме Памиро-Гиндукушских, происходят вдоль глубоководных океанических желобов, с континентальной стороны от них (и там же находится большинство действующих вулканов). При этом глубины фокусов землетрясений закономерно возрастают по мере удаления от желоба в сторону континента, доходя до значений около 700 км приблизительно на таких же расстояниях от желоба (рис. 19). Проекции фокусов землетрясений на вертикальную плоскость, перпендикулярную желобу, вырисовывают в ней зону заглубляющейся плиты (уходящей вглубь сначала под небольшим углом к горизонту, затем - после излома под тяжестью верхней плиты - под углом порядка 45°, а с глубин в несколько сотен километров иногда еще круче); см. на рис. 20 пример желоба Тонга, а на рис. 21 пример Камчатского желоба (в котором зона заглубляющейся плиты имеет толщину около 50-70 км и наклонена к горизонту под углом около 50°; на глубинах 140-180 км, в месте пересечения плиты корнями вулканов, плотность фокусов землетрясений резко уменьшается).

Рис. 19. Изолинии глубин землетрясений в зоне желоба Тонга в Тихом океане. Область желоба с глубинами больше 6 км. заштрихована.

Рис. 20. Проекция фокусов землетрясений, зарегистрированных в 1965 г., в 300-километровой зоне вдоль желоба Тонга на вертикальную плоскость, перпендикулярную желобу.

Еще в 1946 г. выдающийся советский геолог А. Н. Заварицкий [34] высказывал предположение о возможности пододвигания океанической коры под континенты в областях островных дуг. Позже американский конструктор сейсмографов и электронных музыкальных инструментов Г. Беньоф установил, что очаги глубокофокусных землетрясений сосредоточены в сравнительно тонких зонах, заглубляющихся под углами порядка 45° под края континентов или окраинных морей. Таким образом, зоны заглубления океанических плит справедливо именовать зонами Заварицкого-Беньофа.

Рис. 21. Проекции фокусов землетрясений 1965 - 1968 гг. в Петропавловском секторе Камчатки на плоскость, перпендикулярную Камчатскому желобу, по С. А. Федотову с сотрудниками. Горизонтальные расстояния отсчитываются от оси вулканической дуги. 1 - вода; 2 - 'гранитный слой'; 3 - 'базальтовый слой'.

Оказалось, что механизмы глубокофокусных землетрясений, в том числе направления происходящих при них смещений в литосфере, соответствуют заглублению океанических плит под континентальные; скорости распространения сейсмических волн от промежуточных и глубоких очагов в пределах фокальной зоны на 4-7% выше, а затухание этих волн на порядок ниже, чем в окружающей мантии, т. е. фокальная зона действительно представляет собою плиту, более жесткую, чем окружающая мантия.

Движение плит вглубь создает вдоль океанических желобов, обычно на их континентальной стороне, зоны больших отрицательных изостатических аномалий силы тяжести - порядка 150-200 мгал, а перед ними, в зоне сжатия, и особенно за ними, над уплотняющейся заглубившейся частью океанических плит, наблюдаются положительные гравитационные аномалии, но меньшие по величине. В качестве примера на рис. 22 приводится профиль гравитационных аномалий на меридиональном разрезе через Яванский желоб в Индийском океане. Изостатическая аномалия порядка +200 мгал аналогична избыточному или недостаточному давлению в литосфере порядка +1000 атм. Поддержание таких избыточных напряжений в течение миллионов и десятков миллионов лет удается объяснить только движением заглубляющихся литосферных плит. Отметим, наконец, минимумы геотермического потока тепла на континентальных склонах океанических желобов (где толщины сталкивающихся литосферных плит складываются), а также наличие в рельефе океанского дна перед желобами передовых валов, свидетельствующих о горизонтальном сжатии литосферы в этих зонах.

Рис. 22. Профиль изостатических гравитационных аномалий Хейфорда-Пратта на меридиональном разрезе чекрез Яванский желоб в Индийском океане.

Рассмотрим теперь самый большой из океанов - Тихий. Большую долю его периферии - весь север и запад от Аляски до Новой Зеландии и юго-восток вдоль всей Южной Америки - образуют зоны Заварицкого-Беньофа, в которых океаническая литосфера уходит вглубь, в мантию Земли. Значит, внутри океана должны находиться области зарождения и растяжения новой океанической литосферы. Во всех океанах такими областями являются срединно-океанические хребты. Установлено, что на их осях в рифтовых долинах граница Мохоровичича, т. е. поверхность мантии, выклинивается и выходит к поверхности дна океана (драгирование на ней приносит образцы ультраосновных мантийных пород). Геотермический поток тепла здесь достигает максимума, широко развит подводный и надводный вулканизм с излияниями толеитовых базальтов, выходами гидротерм и гидротермальными изменениями коренных пород. Рифтовые зоны на осях срединно-океанических хребтов весьма сейсмичны. Землетрясения в этих зонах только мелкофокусные, с глубинами очагов до 10-20 км (а глубже, по-видимому, начинается приподнятая здесь вязкая астеносфера, в которой землетрясений не бывает). Смещения при землетрясениях имеют характер сбросов, что, как и провалившиеся вниз рифтовые долины, указывает на происходящее горизонтальное растяжение литосферы (расходящимися течениями на вершине восходящей ветви конвекции в мантии). Франко-американская экспедиция ФАМОУС в 1975 г. проводила детальный осмотр участка дна рифтовой долины в Срединно-Атлантическом хребте на глубинах около 4 км, используя обитаемые подводные аппараты - французский батискаф «Архимед», «ныряющее блюдце» «Циану» и американский «Алвин». При этом были обнаружены прямые визуальные свидетельства растяжения океанского дна в виде параллельных оси рифтовой долины трещин длиной от десятков метров до километров и шириной от дециметров у оси до десятков метров у крутых склонов рифтовой долины. Было обнаружено также, что наращивание новой океанической коры происходит путем излияния свежих базальтовых лав из цепочки маленьких вулканов (с высотами в десятки или немногие сотни метров) вдоль полосы шириной в 1-3 км на оси рифтовой долины.

Можно думать, что пространство между раздвигающимися в обе стороны от оси рифтовой долины литосферными плитами заполняется веществом астеносферы, которое, охлаждаясь сверху и кристаллизуясь, наращивает раздвигающиеся плиты. Пусть t - время охлаждения (равное расстоянию х от оси рифтовой долины, деленному на скорость отодвигания). Тогда, как и вообще в процессах внешнего охлаждения теплопроводных материалов, толщина образующейся плиты, т. е. глубина охлаждения (а также пропорциональная ей глубина оседания нарастающей плиты, т. е. глубина океана над нею), будет расти пропорционально t^1/2 (а потому также пропорционально х^1/2 ). О. Г. Сорохтин [23] о успехом применил этот закон для описания глубин океана в окрестности Срединно-Атлантического хребта (для чего ему пришлось принять скорость отодвигания к западу от хребта равной 1.9 см/год, а к востоку -1.6 см/год) и к западу от Восточно-Тихоокеанского поднятия (при скорости отодвигания 5 см/год). Результаты приведены на рис. 23.

Рис. 23, а. Описание глубин океана H в окрестности срединно-океанического хребта законом H ∼ x^½ по О. Г. Сорохтину [23]. Срединно-Атлантический хребет.

Рис. 23, б. Описание глубин океана H в окрестности срединно-океанического хребта законом H ∼ x^½ по О. Г. Сорохтину [23]. Восточно-Тихоокеанское поднятие.

Согласно изложенным данным, океаническая литосфера и кора образуются в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, раздвигаются в обе стороны конвекционными мантийными течениями и, дойдя до зон Заварицкого-Беньофа, уходят вглубь, в мантию Земли, так что дно океана движется от рифтовых зон до зон Заварицкого-Беньофа, как лента конвейера. Прямая связь заглубления океанических плит в мантию в зонах Заварицкого-Беньофа с их отодвиганием от осей рифтовых зон демонстрируется приблизительной пропорциональностью между шириной полос эпицентров землетрясений над зонами Заварицкого-Беньофа и скоростью отодвигания плит (рис. 24).

Рис. 24. Зависимость между шириной полос эпицентров землетрясений над зонами Заварицкого-Беньофа и скоростью поддвигания океанических плит.

Возраст того или иного участка океанической коры оказывается равным расстоянию этого участка от соответствующей рифтовой долины, деленному на соответствующую скорость отодвигания. Эти возрасты минимальны в окрестностях рифтовых зон срединно-океанических хребтов и максимальны на перифериях океанов. При типичной полуширине океана 5000 км и типичных скоростях отодвигания 2-5 см/год типичные возрасты дна океана на его периферии получаются порядка 100-250 млн. лет, т. е. много меньше, чем время существования Мирового океана, который, таким образом, является древним образованием с молодым, все время обновляющимся дном.

Идея о растяжении океанского дна была высказана еще в 1928 г. английским геологом Артуром Холмсом, который, однако, сам считал ее спекулятивной, не могущей иметь научного значения, пока не появятся фактические доказательства. Такие доказательства накопились за 15 лет послевоенного времени, и идея о раздвижении океанского дна была возрождена в статьях Г. Хесса и Р. Дитца 1961-1962 гг., русский перевод которых читатель найдет в сборнике [35]. Теперь эта идея является одной из основ так называемой новой глобальной тектоники (тектоники литосферных плит), которую мы будем излагать в главе 10.

Приняв концепцию об уходе в мантию в зонах Заварицкого-Беньофа океанической литосферы, коры и осадочных пород, мы снимаем кажущуюся трудность, создаваемую высокими темпами океанического осадкообразования, но, наоборот, приходим к необходимости объяснять наличие в континентальной коре мощных древних слоев осадочных пород: как уже отмечалось, на континентах встречаются осадочные породы любых возрастов до 3.8 млрд. лет, а мощности осадочных слоев в геосинклинальных зонах доходят до 10-15 и даже до 25-30 км (например, 30-километровые толщи переслоенных осадочных и вулканогенных пород в Андах). В современном океане многокилометровые мощности слоев рыхлых осадков (со скоростями распространения сейсмических волн Р до 4 км/сек.) имеются лишь у основания материкового склона в некоторых краевых и внутренних морях (например, в Беринговом море 3-10 км, в Черном море 4-8 км, в Каспийском море до 10 км, у атлантического побережья США до 6-8 км, в северной части Индийского океана в областях выноса рек Ганг и Инд 2.5-3 км и более). Поэтому вполне вероятно, что мощные осадочные слои геосинклинальных зон континентов образовались в существовавших там ранее краевых и внутренних морях.

Переходя к образованию изверженных пород, рассмотрим сначала вулканические, а затем также и плутонические породы. В настоящее время известно 808 действующих вулканов, для 569 из них зарегистрированы даты извержений. Их распределение на земном шаре показано на рис. 9. На рисунке видно, что большинство вулканов находится в зонах Заварицкого-Беньофа, с континентальной стороны от глубоководных океанических желобов. Некоторая часть действующих вулканов находится в центральных районах океанов, преимущественно в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (к ним относятся, в частности, вулканы Исландии), а также на поперечных трансформных разломах (к ним, по-видимому, относятся вулканы Гавайских островов); вероятно, немало подводных срединно-океанических вулканов еще не зарегистрировано.

Породы, образующиеся в результате извержений срединно-океанических вулканов, - это в основном толеитовые базальты, слагающие второй слой океанической коры. Их состав мы приводили на с. 24. На примере вулканических серий Гавайских островов известно, что кварц-толеитовые базальтовые магмы высокотемпературны, образуются в астеносфере сравнительно глубоко и выбрасываются при извержениях первыми; во втором слое океанической коры они должны занимать нижние горизонты. Затем появляются более тугоплавкие и менее глубинные высокоглиноземистые оливиновые базальты, занимающие верхние горизонты второго слоя. Наконец, изливается небольшое количество остаточных, наименее горячих и наименее глубинных щелочных нефелиновых базальтов.

Совершенно иной характер имеют породы, образующиеся при извержениях вулканов в зонах Заварицкого - Беньофа. В качестве типичного примера на рис. 25 приведены данные о составе лав, изливающихся из вулканов Курильских островов, по Е. К. Мархинину [25] (здесь взяты эффузивы - излившиеся лавы, а не гораздо более распространенные пирокластические продукты, вулканические пеплы, так как последние сильнее изменяются в результате внешних воздействий). На графике видно, что базальтов здесь уже мало (19%), больше всего пород с промежуточными содержаниями кремнезема - андезито-базальтов, андезитов и андезитодацитов (28.9+35.8+13.1%), появляются кислые породы - риолитодациты и риолиты (3.2%). Здесь же образуются и интрузивные (плутонические) породы промежуточного и кислого состава - диориты, гранодиориты и граниты. Объяснить это отличие от срединно-океанического вулканизма можно тем, что магмы вулканов и плутонов в зонах Заварицкого - Беньофа выплавляются не из мантии, а из заглубляющихся в нее в этих зонах плит океанической литосферы, попадающих в условия высоких температур и давлений. Предположение о связи андезитового магматизма с процессами в зонах заглубления океанической коры А. Н. Заварицкий высказывал еще в 30-х годах этого века.

Рис. 25. Доли пород с различным содержанием кремнезема в лавах, изливающихся из вулканов Курильских островов, по Е. К. Мархину [25].

На рис. 26 показано рассчитанное М. Токсёзом, Дж. Минеаром и Б. Джулианом (1971 г.) распределение температуры в плите океанической коры толщиной 80 км, заглубляющейся в мантию со скоростью 8 см/год. Плита в целом остается на всех глубинах заметно более холодной, чем мантия, но температуры в ней, конечно, все же по мере заглубления возрастают, особенно на ее границах, где выделяется много тепла из-за трения. Одним из важнейших эффектов этого прогрева должна быть дегидратация серпентинитов третьего слоя океанической коры, т. е. их распад с выделением воды по формуле

и аналогичная дегидратация каолина во втором слое:

Выделяющийся при таких процессах водяной пар насыщается кремнеземом, щелочами и летучими компонентами из пород океанической коры, в том числе рядом веществ, концентрировавшихся при образовании осадочных пород. Вследствие перегрева этого пара в нем развивается более высокое давление, чем в окружающих породах, и он поднимается вверх, пропитывая и прогревая вышележащие породы. Вследствие насыщения водой температуры плавления последних снижаются, а поскольку с паром в них поступают кремнезем и щелочи, это создает условия для развития типичного андезитового и кислого магматизма зон Заварицкого-Беньофа.

Рис. 26. Распределение температуры в плите окенической литосферы толщиной 80 км, заглубляющейся в мантию со скоростью 8 см/год, по расчету М. Токсёза, Дж. Минеара и Б. Джулиана (1971 г.).

По мере дальнейшего заглубления плиты при ее прогреве выше 700° С (на глубинах больше 80-100 км) все осадочные и базальтовые породы океанической коры расплавляются и, выжимаясь наверх вместе с выделившимися из третьего слоя коры флюидами, формируют в коре вышележащей плиты, по-видимому, все породы гранитно-метаморфического и базальтового слоев, превращающих эту кору в континентальную. В продолжающей заглубляться плите от океанической коры остаются лишь оливины и окислы железа, никеля, хрома и марганца. Вычтя эти вещества из состава серпентинитов третьего слоя океанической коры и сложив остаток с составами базальтов второго_слоя и океанических осадков в пропорциях ρ 3h₃: ρ 2h₂: ρ 1h₁ (где ρ ₃=3, ρ ₂=2.8 и ρ ₁=2 г/см³ - плотности пород этих слоев, а h₃=4.5, h₂=1.5 и h₁=0.5 км - их толщины), О. Г. Сорохтин, Л. В. Дмитриев и Г. Б. Удинцев [36] получили состав континентальной коры, очень близкий к известному но геологическим данным (см. с. 23).

Дополнительным аргументом в пользу изложенных представлений об образовании континентальной коры может служить следующий расчет тех же авторов [23, 36]. При суммарной длине всех зон Заварицкого-Беньофа 60000 км, средней скорости заглубления океанических плит 5 см/год, суммарной толщине океанической коры 6.5 км и ее средней плотности 2.88 г/см³ за год в мантию заглубляется около 56 млрд. т вещества океанической коры. Если раньше этот процесс происходил медленнее, в среднем, скажем, на 25%, то за 4.5 млрд. лет геологической истории Земли через зоны Заварицкого-Беньофа прошло 1.9-10⁸ триллионов т океанической коры. Вычтя отсюда тугоплавкую часть третьего слоя, по изложенному выше расчету [36] составляющую около 3/4 всей массы океанической коры, убеждаемся, что на образование континентальной коры могло пойти около 4.8·10⁷ триллионов т вещества - приблизительно вдвое больше всей ее современной массы. Таким образом, выделение летучих и легкоплавких компонент океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа оказывается, более чем достаточно эффективным механизмом образования континентальной коры: по нашему расчету, на образование последней уходит лишь половина легкоплавких компонент (другая половина остается в мантии).

Перейдем теперь к рассмотрению метаморфических пород, образующихся из осадочных и изверженных пород в результате изменения их минерального состава под действием высоких давлений и температур в глубоких слоях земной коры (до температур 600-700°, давлений 10-12 тыс. атм. и глубин 30-40 км; глубже ряд пород уже плавится).

Метаморфизм, по-видимому, особенно широко развит в зонах Заварицкого-Беньофа - в заглубляющихся в мантию океанических плитах и в погружающихся из-за своего веса толщах осадков краевых морей (метаморфизм погружения), а также в породах над заглубляющимися океаническими плитами (в частности, контактный метаморфизм вблизи внедряющихся снизу раскаленных магматических тел - огромных гранитных и гранодиоритовых батолитов площадью свыше 100 км² и мощностью до 10-30 км, меньших по площади штоков, менее мощных котлообразных лополитов, грибообразных внедрений между слоями пород - лакколитов, внедрений с параллельными невозмущенным слоям границами - силлов и столбчатых интрузий с пересекающими слои границами - даек). <