Новости Библиотека Учёные Ссылки Карта сайта О проекте


Пользовательский поиск





предыдущая главасодержаниеследующая глава

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. 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.
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'.
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.
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 t1/2 (а потому также пропорционально х1/2 ). 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, 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.
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.
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].
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

Mg6Si4O10(OH)8 3Mg2SiO4 + Si(OH)4 + 2H2O
Серпентин Форстерит

и аналогичная дегидратация каолина во втором слое:

Al4Si4O10(OH)8 2Аl2O3 • 3SiO2 + SiO2 + 4Н2O.
Каолин Силлиманит

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.).
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).

Изложенный механизм образования континентальной коры дает объяснение концентрированию в ней (особенно в гранитах) ряда веществ из состава летучих и легкоплавких компонент океанической коры, в том числе урана, тория и щелочей: например, окиси калия (К20) в континентальной коре 2.9%, тогда как в современной мантии ее содержание в 100-1000 раз меньше! Первичное концентрирование калия происходит, по-видимому, при образовании глубоководных океанических осадков - илов и глин, поглощающих калий из морской воды, причем он входит в состав гидрослюды. В современных глубоководных осадках содержание К20 достигает 2-3%, а раньше, когда вынос калия из мантии был более высоким - см. рис. 17, 3, - его было больше и в осадках (в водных алюмосиликатах - глауконитах среднего протерозоя было до 10% К2O, а к концу протерозоя эта концентрация упала до 7%; в глинах Русской платформы она уменьшилась с 4% в рифее до 2.6% в кайнозое).

При заглублении океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа гидрослюда теряет воду и превращается в обычную белую слюду - мусковит; последний в присутствии свободного кремнезема разлагается, выделяя калиевый полевой шпат - ортоклаз:

KAl3Si3O10(OH)2 + SiO2 KAlSi3O8 + Al2SiO6 + H2O.
Мусковит Ортоклаз Андалузит

При температурах выше 700° ортоклаз легко переходит в расплавы и уходит из зон Заварицкого-Беньофа вверх, в образующуюся континентальную кору (О. Г. Сорохтин [23]).

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).

П. Эскола ввел понятие о метаморфических фациях - сериях минеральных ассоциаций, образующихся и сохраняющих равновесие в определенных интервалах давлений и температур и отражающих постоянные соотношения между химическим и минеральным составом пород. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями, показаны на рис. 27. При росте давления и температуры, скажем, со средним геотермическим градиентом 30°/км последовательно образуются следующие фации:

1) цеолитовая (ряд алюмогидросиликатов, включая анальцим, натролит, хейландит и хабазит, в ассоциациях со светлыми слюдами мусковитом и хлоритом и с кварцем),

2) зеленосланцевая (слюда - хлорит, алюмосиликат - эпидот, амфибол - актинолит, натриевый полевой шпат - альбит; иногда выделяют более высокую стадию метаморфизма - эпидот-альбитовую фацию),

3) амфиболитовая (амфибол - роговая обманка, полевой шпат - плагиоклаз, гранат, слюда - биотит),

4) гранулитовая (пироксены, кальциевый плагиоклаз - анортит),

5) наиболее глубинная эклогитовая (пироксены и гранаты). При низких температурах с ростом давления за цеолитами следует фация голубых сланцев (голубой амфибол - глаукофан, лавсонит, гранат и др.). При низких давлениях с ростом температуры (контактный метаморфизм) за цеолитами следует фация роговообманковых роговиков (роговая обманка, плагиоклаз, пироксен диопсид) и затем фация пироксеновых роговиков (пироксены диопсид и гиперстен, плагиоклаз и др.).

Рис. 27. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями.
Рис. 27. Области давлений и температур, занимаемые различными метаморфическими фациями.

Метаморфические породы образуются в глубинах земной коры, но в результате тектонических движений и размыва вышележащих слоев они могут обнажиться на поверхности Земли. Примером служат упоминавшиеся в главе 2 при описании геосинклинальных процессов офиолитовые ассоциации пород, встречающиеся в эвгеосинклиналъных (т. е. полностью геосинклинальных) зонах. Их местоположение показано на тектонической карте мира (рис. 4). В СССР они встречаются на Урале, Кавказе, в Центрально-Азиатском складчатом поясе, на Сихотэ-Алине и Камчатке. Офиолитовые ассоциации представляют собой чередование глубоководных кремнистых осадков (часто с радиоляриями), подводных подушечных диабазо-спилитовых лав и интрузий основного и ультраосновного состава обычно в состоянии метаморфизма зеленосланцевой, а иногда даже амфиболитовой фации. Офиолитовые ассоциации пород до составу и строению вполне аналогичны океанической коре. Академик А. В. Пейве [37, 38] показал, что они могут рассматриваться как остатки древней океанической коры зон Заварицкого-Беньофа. С офиолитами обычно ассоциируются также метаморфические породы фации голубых сланцев, образовавшиеся из осадков при низких температурах, но высоких давлениях в условиях сжатия зон Заварицкого-Беньофа.

Крайней степенью метаморфизма является частичное плавление породы, начинающееся при возрастании температуры, естественно, с самых легкоплавких минералов или с их эвтектических смесей, если таковые имеются в породе (эвтектической называется смесь, температура плавления которой ниже, чем у всех составных частей смеси no-отдельности). Такой начальный этап частичного плавления породы называется анатексисом. На треугольной диаграмме рис. 28, а показаны температуры затвердевания расплавов из кремнезема SiO2, калиевого полевого шпата KAlSi3O8 и альбита NaAlSi3O8 при давлении водяного пара в тысячу атмосфер и различных соотношениях этих трех составных частей (на треугольной диаграмме прямые, параллельные одной из сторон, суть линии постоянной концентрации составной части, соответствующей противоположной вершине, причем концентрация убывает при удалении от вершины пропорционально расстоянию от нее - от единицы в вершине до нуля на противолежащей стороне). В центре треугольника, где концентрации всех трех составных частей одинаковы, у рассматриваемой смеси температура давления минимальна (равна 700°С); это - эвтектическая точка.

Рис. 28. Температуры затвердевания расплавов из SiO><sub>2</sub>, KAlSi<sub>3</sub>O<sub>8</sub>  и NaAlSi<sub>3</sub>O<sub>8</sub> при давлении водяного пара в 1000 ат. (а) и изолинии распространенности гранитов с различными соотношениями SiO<sub>2</sub>, KAlSi<sub>3</sub>O<sub>8</sub>  и NaAlSi<sub>3</sub>O<sub>8</sub> (б).
Рис. 28. Температуры затвердевания расплавов из SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O8 при давлении водяного пара в 1000 ат. (а) и изолинии распространенности гранитов с различными соотношениями SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O8 (б).

На рис. 28, б на той же треугольной диаграмме даны изолинии распространенности гранитов соответствующего состава; 90% гранитов попадают здесь в черное пятно около эвтектической точки. Сопоставление с рис. 28, а показывает, что соответствующая магма должна была образоваться при анатексисе пород, содержавших приблизительно одинаковые количества SiO2, KAlSi3O8 и NaAlSi3O 8, при температурах выше 700° С. В породах коры над зонами Заварицкого-Беньофа анатексис может вызываться их пропитыванием попадающими в них снизу горячими насыщенными кремнеземом и щелочами флюидами (возможно также разогревание пород при химических реакциях с тепловыделением, таких, как реакция Al2SiO5+5SiO2+2KOH → 2KAlSi3O8+H2O+78.5 кал.). Явления, происходящие в зонах глубинного метаморфизма при участии возникающих вследствие анатексиса расплавов, называются гранитизацией пород. Такие расплавы обладают большой вязкостью и, как правило, редко доходят до поверхности коры, т. е. при застывании обычно образуют плутонические, а не вулканические породы. Геологи отмечают, что гранитно-метаморфический слой в кристаллическом фундаменте континентов сложен, по-видимому, преимущественно не настоящими гранитами, а сланцеватыми кислыми гнейсами явно метаморфического происхождения, и что многие крупные гранитные тела - батолиты - обнаруживают проявления метаморфизма и не имеют вулканических эквивалентов.

Процессы метаморфизма, а затем и плавления пород в плитах океанической литосферы, заглубляющихся в мантию, и пород над этими плитами должны создавать специфическую геохимическую зональность изверженных пород в коре над зонами Заварицкого-Беньофа - их закономерное изменение с расстоянием от соответствующих глубоководных океанических желобов. Уже на малых расстояниях происходит десерпентинизация гипербазитов третьего слоя заглубляющейся океанической коры, так что содержание воды, кремнезема и летучих веществ в вулканических продуктах здесь максимально, а дальше оно убывает. Наоборот, содержание веществ, освобождающихся из океанической коры лишь на высоких ступенях метаморфизма, с расстоянием должно увеличиваться; это относится, в частности, к калию, приобретающему подвижность лишь в результате наиболее высокотемпературных процессов разложения мусковита. Эти закономерности получают хорошее подтверждение в данных по вулканам Курильских островов: в их продуктах содержание Н2О, SiO2 и летучих веществ с удалением от желоба убывает, а содержание калия и отношение K2O/Na2O возрастают.

Геологами установлено следующее чередование рудных полезных ископаемых в геосинклинальных зонах Восточной Азии. В эвгеосинклиналях с офиолитовыми ассоциациями встречаются медь, золото, хром, никель, платина. В зоне интенсивного андезитового вулканизма сначала идет подзона с гранитными и гранодиоритовыми батолитами и месторождениями золота, свинца, олова, а часто и молибдена, а затем подзона с мелкими гранитными интрузиями и месторождениями редких металлов, полиметаллов, олова и вольфрама. Наконец, в зоне щелочного магматизма обнаруживаются месторождения редких элементов. Отметим, что предположение о связи зональности полезных ископаемых Тихоокеанского пояса с процессами в зонах пододвигания океанической коры под континент высказывалось советским геологом С. С. Смирновым еще в 30-х годах текущего столетия.

Переработка осадочных пород океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа замыкает цикл выветриваниеснос осадкообразованиезаглублениеметаморфизм мазматизмвыветривание, через который могла проходить (может быть, даже многократно) значительная доля материала континентальной коры. Прохождение через такие циклы должно было уравнивать средние составы изверженных и осадочно-метаморфических пород; и действительно, А. Б. Ронов обнаружил, что при одинаковом содержании кремнезема в породах этих двух типов оказывается одинаковым также и содержание глинозема (рис. 29); график показывает, что переход от основных пород к кислым происходил еще при осадкообразовании. Однако в этих циклах осуществлялась, наоборот, резкая дифференциация различных составных частей пород и образовывались, нередко при участии живых организмов, местные концентрации ряда веществ. Таким образом, возникала и росла неоднородность земной коры.

Рис. 29. Зависимость алюмокремниевого модуля Al><sub>2</sub>O<sub>3</sub>/SiO<sub>2</sub> от содержания SiO<sub>2</sub> у изверженных и осадочно-метаморфических пород по А. Р. Ронову.
Рис. 29. Зависимость алюмокремниевого модуля Al2O3/SiO2 от содержания SiO2 у изверженных и осадочно-метаморфических пород по А. Р. Ронову.

Итак, по изложенным представлениям, континентальная кора формируется путем переработки океанической; океаническая же кора образуется путем выплавки легкоплавких компонент из мантии, что, стало быть, и является первичным процессом образования и роста земной коры. Поэтому эволюция суммарного состава коры должна следовать за эволюцией состава мантии. В последней, как указывалось в конце главы 4, главным процессом было постепенное обогащение кремнеземом, остающимся после распада фаялита на границе ядра и перехода железа в ядро. Первичная мантия была недонасыщена кремнеземом, и выплавки из нее образовали катархейскую кору из основных пород (вероятно, анортозитов, состоящих в основном из кальциевого полевого шпата-анортита) со включениями гипербазитов. Продукты их разрушения составляют 60% в осадочных породах нижнего архея возрастом 3.5-3 млрд. лет - см. рис. 30 (еще 20% в них составляют продукты разрушения андезитовых пород - граувакки, 15% - разрушенные метаморфические амфиболитовые породы, остальное - кварциты). В архее с ростом содержания кремнезема в мантии, по-видимому, появились клинопироксены - авгиты и диопсиды; к концу архея из мантии уже могли выплавляться щелочные базальты.

Рис. 30. Докембрийская эволюция состава осадочных пород по А. И. Тугаринову и Г. В. Войткевичу [13]. 1 - железистые кварциты; 2 - карбонаты; 3 - амфиболитовые сланцы и глины; 4 - кварциты, конгломераты; 5 - граувакки; 6 - продукты разрушения основных и ультраосновных изверженных пород.
Рис. 30. Докембрийская эволюция состава осадочных пород по А. И. Тугаринову и Г. В. Войткевичу [13]. 1 - железистые кварциты; 2 - карбонаты; 3 - амфиболитовые сланцы и глины; 4 - кварциты, конгломераты; 5 - граувакки; 6 - продукты разрушения основных и ультраосновных изверженных пород.

В нижнем протерозое осуществлялся ряд важных геохимических процессов:

1) с дальнейшим ростом содержания кремнезема в мантии появились ромбические пироксены энстатит-гиперстенового ряда, а из мантии начали выплавляться толеитовые базальты;

2) уровень океана поднялся выше срединно-океанических хребтов, стала осуществляться полная серпентинизация гипербазитов третьего слоя океанической коры, и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков;

3) произошло массовое выпадение железистых кварцитов - джеспилитов;

4) появились осадочные толщи, по составу близкие к гранитам, - кварциты, кварц-биотитовые и амфибол-биотитовые сланцы, гранат-пироксеновые и гранат-кордиеритовые гнейсы;

5) появились первые настоящие андезитовые лавы (обнаруженные в Карелии);

6) вслед за широким развитием карбонатных осадков появились первые щелочные интрузии (нефелин-сиенитового и граносиенитового состава) и близкие к ним по типу граниты рапакиви. В осадочных породах нижнего протерозоя, возраст которых 2.6-1.9 млрд. лет (рис. 30), разрушенных эффузивов и граувакков уже только 25%; амфиболовые сланцы и глины, по составу близкие к гранитам, выходят на первое место - 35%; железистые кварциты, а также конгломераты и пески дают по 15%, и 10% составляют карбонаты.

В начале среднего протерозоя, когда вся океаническая кора уже приобрела современный характер с полностью сорпентинизированным третьим слоем, земную кору охватила широкая волна всеобщего метаморфизма, породившая крупнейшие плутоны гранитоидов и чарнокиты (см. главу 2). В осадочных породах среднего и верхнего протерозоя, возраст которых 1.9-0.6 млрд. лет, доминируют уже продукты разрушения метаморфических пород - амфиболиты и глины, конгломераты и пески занимают по 30%; доля разрушенных эффузивов падает до 20%, до этой же величины возрастает доля карбонатов, железистые кварциты исчезают.

В заключение настоящей главы уместно затронуть проблему наибольшей практической важности - историю образования месторождений полезных ископаемых. Первичное концентрирование ряда веществ могло происходить еще при выплавках легкоплавких и летучих компонент из мантии в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов; рудоформирующие эффекты повышенных концентраций ряда металлов гидротермальных растворов рифтовых зон обнаружены экспедицией А. П. Лисицына в Тихом океане. Вторичное концентрирование происходило как при осадкообразовании, так и при переработке океанической коры в зонах Заварицкого-Беньофа (включая деятельность гидротермальных растворов в породах над этими зонами).

Остановимся в кратце на истории месторождений золота, урана, свинца, железа и меди, следуя книге А. И. Тугаринова [3]. По классификации В. М. Гольдшмидта, золото относится к элементам сидерофильным, т. е. имеющим сродство к железу. Поэтому концентрация золота в мантии и, следовательно, в выплавляющихся из нее базальтах должна была уменьшаться со временем, по мере перехода железа из мантии в ядро. Это служит объяснением тому, что самые крупные месторождения золота - Колар (Индия), Иеллоунайф (Канада), Гранж-Майн (Бразилия) и Витватерсранд (ЮАР) - оказываются чрезвычайно древними: они сосредоточены в метаморфизованных архейских основных породах или в зонах действия возникших в них гидротермальных растворов с возрастами 3.1-2.6 млрд. лет.

Уран принадлежит к литофильным элементам, имеющим сродство с силикатами. Его наиболее древние крупные месторождения относятся к концу архея и первой половине нижнего протерозоя (Витватерсранд - около 2.7 млрд. лет) и имеют осадочный характер. Гидротермальные месторождения (по-видимому, над зонами Заварицкого-Беньофа) образовывались в последующие тектоно-магматические эпохи, начиная с Балтийской (в Канаде - Атабаска, 1.8 млрд. лет, и Медвежье озеро, 1.4 млрд. лет, в Австралии - Радиум-Хилл и Иса-Майн, 1.7 млрд. лет, в Африке - Катанга, 620 млн. лет, в Европе - Иоахимсталь, 280 млн. лет).

Свинец относится к халькофильным элементам, имеющим сродство с серой, его наиболее распространенная руда - это галенит PbS. Его месторождения связаны с тектоно-магматическими эпохами (т. е. с эпохами активизации зон Заварицкого-Беньофа), начиная с самой ранней - Белозерской (3.5 млрд. лет). Однако в дорифейское время, пока осадочная дифференциация коры была еще незначительной, образовывались лишь некрупные месторождения свинца, а крупные начали возникать на разных континентах почти одновременно во время Карельской тектоно-магматической эпохи в начале рифея (Брокен-Хилл в Австралии - 1.7 млрд. лет, Сулливан в Канаде - около 1.6 млрд. лет, Завар в Индии - около 1.5 млрд. лет). Их образование происходило путем накопления свинца при осадкообразовании и последующего метасоматоза под влиянием интрузий.

Содержание железа в мантии уменьшается по мере его перехода в ядро (см. рис. 16), соответственно сокращается и его поступление в кору. Поэтому неудивительно, что наиболее крупные месторождения железных руд имеют очень большой возраст: это железо-кварцевые осадки нижнего протерозоя (джеспилиты), образовавшиеся в результате потери подвижности железа после окисления его закисей до окисей, как об этом было рассказано в предыдущей главе. До этого железо было подвижным, и его химическое осаждение происходило лишь в небольших масштабах, а позже новые руды образовывались в основном путем переработки уже имеющихся осадочных концентраций железа (например, скарновые руды - путем контактного метасоматоза пород, содержащих сидериты и железистые хлориты - шамозиты). Укажем, наконец, весьма обильные современные осадочные руды - железо-марганцевые конкреции на поверхности дна глубокого океана, количество которых оценивается в 1-2 триллиона т; в Тихом океане они содержат в среднем 24% марганца, 14% железа и заметные количества ряда других металлов.

Медь - это халькофильный элемент; в числе распространенных медьсодержащих минералов следует назвать медный колчедан халькопирит, CuFeS2, медный блеск халькозин, Cu2S, ковеллин, CuS. Имеются крупные осадочные месторождения - медистые песчаники и сланцы древних возрастов (нижнепротерозойское Удоканское в Забайкалье и верхнепротерозойские Мосабони в Индии, Меденосный пояс в Замбии и Заире), а также более поздние прожилково-вкрапленные медно-порфировые и медно-молибденовые руды, связанные с интрузиями над зонами Заварицкого-Беньофа (кайнозойский Меденосный пояс Чили, Коунрад в СССР, Бингем в США, Валли-Коппер в Канаде и др.).

предыдущая главасодержаниеследующая глава

http://www.mmka.info/ бесплатные юридические консультации по уголовным делам.




Rambler s Top100 Рейтинг@Mail.ru
© Злыгостев Алексей Сергеевич, 2001-2017
При копировании материалов активная ссылка обязательна:
http://nplit.ru 'NPLit.ru: Библиотека юного исследователя'