Океанская литосфера и образование земной коры
Возраст того или иного участка коры дна океана оказывается равным расстоянию этою участка от соответствующей рифтовой долины, деленному на соответствующую скорость отодвигания. Эти возрасты минимальны в окрестностях рифтовых зон срединно-океанских хребтов и максимальны на перифериях океанов. При. типичной полуширине океана 5000 км и типичных скоростях отодвигания 2—5 см/год типичный возраст дна океана на его периферии получается 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.
Переходя к описанию образования осадочных пород, рассмотрим сначала вулканические, а затем также и плутонические породы. Некоторая часть действующих вулканов находится в центральных районах океанов, преимущественно в рифтовых зонах срединно-океанских 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-океанских вулканов еще не зарегистрировано.
Породы, образующиеся в результате извержений срединно-океанских вулканов,— это в основном так называемые толеитовые базальты, слагающие второй слой океанской коры. На примере вулканических серий Гавайских островов известно, что толеитовые базальтовые магмы высокотемпературны, образуются в астеносфере сравнительно глубоко и выбрасываются при извержениях первыми; во втором слое океанской коры они должны занимать нижние горизонты. Затем появляются более тугоплавкие и менее глубинные высокоглиноземистые оливи-новые базальты, занимающие верхние горизонты второго слоя. Наконец, изливается небольшое количество остаточных, наименее горячих и наименее глубинных щелочных нефелиновых базальтов.
Выделяющийся при таких процессах водяной пар насыщается кремнеземом, щелочами летучими компонентами из пород океанской 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 щелочи, эта создает условия для развития типичного кислого магматизма зон Заварлцкого — Беньофа.
Механизм образования континентальной коры дает объяснение концентрированию в ней (особенно в гранитах) ряда веществ из состава летучих и легкоплавких компонент океанской коры, в том числе урана, тория и щелочей: например, окиси калия 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 океанских осадков — илов и глин, поглощающих калий из морской воды, причем он входит в состав гидрослюды. В современных глубоководных осадках содержание К2О достигает 2—3%, а раньше, когда вынос калия из мантии был более высоким (см. рис. 14, 3), его было больше и в осадках (в водных алюмосиликатах — глауконитах среднего протерозоя было до 10% К2О, а н концу протерозоя эта концентрация упала до 7%; в глинах Русской платформы она уменьшилась о 4% в рифее до 2,6% в кайнозое).
При заглублении океанской 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. При температурах выше 700° ортоклаз легко переходит в расплавы и уходит из зон Заварицкого—Беньофа вверх, в образующуюся континентальную кору.
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—Бепьофа — в заглубляющихся в мантию океанских плитах и в погружающихся из-за своего веса толщах осадков краевых морей (метаморфизм погружения), а также в породах над заглубляющимися океанскими 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).
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 офиолитовые ассоциации пород.
Крайней степенью метаморфизма является частичное плавление породы, начинающееся при возрастании температуры, естественно, с самых легкоплавких минералов дли с их эвтектических смесей, если таковыо имеются в породе (эвтектической называется смесь, температура плавления которой ниже, чем у всех составных частей смеси по отдельности). Такой начальный этап частичного плавления породы называется анатексисом. 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).
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 океанской 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 океанских желобов. Уже на малых расстояниях происходит десерпентинизация гипербазитов третьего слоя заглубляющейся океанской коры.
Геологами установлено следующее чередование рудных полезных ископаемых в зонах Восточной Азии. В зонах с офиолитовыми ассоциациями встречаются медь, золото, хром, никель, платина. В зоне интенсивного андезитового вулканизма сначала идет подзона с гранитными 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.
Итак, по изложенным представлениям континентальная кора формируется путем переработки океанской; океанская 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, главным процессом было постепенное обогащение кремнеземом, остающимся после 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) с включениями гипербазитов. Продукты их разрушения составляют 60% в осадочных породах нижнего архея возрастом 3,5—3 млрд. лет. Еще 20% в них составляют продукты разрушения андезитовых пород, 15% — разрушенные метаморфические амфиболитовые породы, остальное — кварциты.
В нижнем протерозое осуществлялся ряд важных геохимических процессов: 1) из мантии начали выплавляться толеитовые базальты; 2) уровень океана поднялся выше срединно-океанских хребтов, стала осуществляться полная серпентинизация гипербазитов третьего слоя океанской коры и выделяющиеся при этом карбонаты положили начало широкому образованию карбонатных осадков; 3) произошло массовое выпадение железистых кварцитов—джеспилитов; 4) возникли осадочные толщи, по составу близкие к гранитам; 5) появились первые настоящие андезитовые лавы (обнаруженные в Карелии); 6) вслед за широким развитием карбонатных осадков образовались первые щелочные интрузии и близкие к ним по типу граниты рапа-киви. В осадочных породах нижнего протерозоя, возраст которых 2,6—1,9 млрд. лет, разрушенных эффузивов и граувакков уже только 25%; 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 океанская кора уже приобрела современный характер с полностью серпентинизированным третьим слоем, земную кору охватила широкая волна всеобщего метаморфизма, породившая крупнейшие плутоны гранитоидов и чарнокиты. 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.
|
|
Читайте в рубрике «Дно океана»: |