Происхождение Земной Коры

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf

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. Очаги базальтовых расплавов формируются на небольших глубинах 2-15 км, поэтому базальты имеют толеитовый состав.

Под подушечными лавами располагается дайковый комплекс, образующийся за счет заполнения возникающих в рифтовых зонах трещин базальтовыми магмами. 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 толеитового состава, а внизу – серпентинитами, образованными по ультраосновным породам – гарцбургитам и лерцолитам. Габбро формируются за счет медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге, питавшем до этого базальтовый вулканизм рифтовых зон, а серпентинитовый слой возникает на некотором удалении от этих зон благодаря проникновению океанической воды по трещинам под слой габбро за счет 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.

Общая мощность океанической коры по сейсмическим разрезам - 6,5–7 км, мощность осадков меняется от 0 до 1000 м, толщина базальтового слоя 2–2,5 км и габбро-серпентинитового слоя 4–4,5 км.

Породы всех трех слоев (осадочного, базальтового и 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 ее массы. Процесс гидратации пород океанической сопровождается выносом из нее кремнезема, кальция, магния, сульфидов железа и других рудных элементов, формирующих вблизи рифтовых зон рудоносные осадки.

Все реакции гидратации экзотермические (с выделением тепла). Главными реакциями являются:

4Mg2SiO4 + 4H2O + 2CO2 --- Mg6(Si4O10)(OH)8 +2MgCO3 + 65,05 ккал/моль; оливин серпентин магнезит

4Mg2SiO4 + 6H2O --- Mg6(Si4O10)(OH)8 + 2Mg(ОН)2 + 33 ккал/моль; оливин серпентин брусит

6MgSiO3 + 4H2O --- Мg6(Si4O10)(OH)8 + 2SiO2 + около 26 ккал/моль, энстатит серпентин кварц

Гидратация базальтов - 2CaAl2Si2O8 + 4H2O + 2CO2 --- Al4(Si4O10)(OH)8 + 2CaCO3 + 110,54 ккал/моль, анортит каолин кальцит.

Процесс гидратации приводит к обогащению коры калием, натрием и некоторыми другими литофильными элементами, в том числе ураном, попадающими в нее вместе с морской водой.

Континентальная кора формируется в зонах субдукции поддвига литосферных плит за счет переработки океанической коры и затягиваемых туда осадков. При этом магматизм зон субдукции резко отличается от примитивного магматизма океанского дна: здесь главную роль 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 гранитоиды принципиально отличаются от базальтов повышенными содержаниями кремнезема, щелочей, особенно калия и других литофильных элементов, и пониженными содержаниями магния, кальция, железа и 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 субдукции сопровождается выделением тепла – около 500–700 кал на 1 г пород океанической коры. Если бы из зоны субдукции не существовало выноса тепла, то его хватило бы для прогрева пород коры до 1500–2400°С. Водонасыщенные силикаты плавяться при температурах 700–800 °С, поэтому океаническая кора неизбежно плавиться, а вынос на поверхность образовавшихся магм и водных флюидов приведет к снижению температуры в зоне трения плит до уровня около 1100–1200 °C.

Происходящие в зонах субдукции процессы дегидратации и анатексиса океанической коры развиваются по достаточно сложной многоступенчатой схеме. Попадая в зоны субдукции, породы океанической коры начинают дегидратироваться. Вначале они теряют поровую воду, затем кристаллизационную, после чего в них развивается сложный ряд метаморфических преобразований, сопровождаемых освобождением воды, кремнезема, щелочей (особенно калия) и литофильных элементов. Десерпентинизация коры проходит по реакциям: серпентин --- тальк + форстерит + вода; тальк --- форстерит + кремнезем + 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 кремнезема. Характерные для зеленосланцевой фации минералы (пирофиллит, хлорит и хлоритоид), попадая в условия амфиболитовой фации, преобразуются с потерей воды и кремнезема: пирофиллит --- андалузит + кремнезем + вода; хлорит + мусковит--- ставролит + биотит + кремнезем + вода; хлоритоид + андалузит --- ставролит + кремнезем + вода.

Аналогичные преобразования происходят с другими минералами зеленокаменных пород. При еще большем повышении температуры начинают дегидратироваться и плавиться амфиболы и слюды, а кальций и щелочи связываются в полевых шпатах. Дегидратация глинистых минералов происходит по аналогичным реакциям с выделением воды и кремнезема. Разрушение монтмориллонита (главного глинистого минерала пелагических осадков) происходит по схеме:
Монтмориллонит---парагонит + альбит + хлорит + кремнезем + вода -------силлиманит + альбит + кордиерит + кремнезем + вода.

В процессе метаморфических преобразований океанической коры оливин, энстатит, магнетит и другие тугоплавкие компоненты, а также гранаты, возникающие на глубинах эклогитового перехода, удаляются из системы вместе с погружающимся в мантию слэбом, а водные флюиды, кремнезем и литофильные соединения ассимилируются формирующимися в зонах поддвига плит
силикатными расплавами. В результате происходит их обогащение кремнеземом и литофильными соединениями, а сами расплавы приобретают черты андезитовых составов.

Происхождение гранитов – ключевая проблема геологии. 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 за счет глубокого метаморфизма осадков. Однако сами механизмы расплавления, переплавления и метаморфизма коровых пород, а также источники энергии, вещества и флюидов, питающих эти процессы объясняются лучше всего с позиции тектоники плит.

Так,большинство магматических гранитов послеархейского времени возникало в результате переплавления осадочных, песчано-глинистых пород, затянутых в зоны субдукции при надвигании островных дуг на пассивные окраины континентов с мощными толщами терригенных осадков, накапливающихся у подножий континентальных склонов. Такова природа 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 субдукции океанических плит под континентальные окраины Андийского типа. Если же активная окраина континента Андийского типа окажется надвинутой на пассивную континентальную окраину, то масса выплавившихся при этом гранитов может оказаться особенно большой.

Происхождение метаморфических гранитов (с сохранившимися теневыми структурами осадочных напластований) объясняется метасоматической переработкой осадочно-вулканогенных толщ перегретыми и минерализованными водами, поднимающимися из зон субдукции в тылу островных дуг и активных окраин континентов Андийского типа. Близость составов метасоматических и палингенных гранитов объясняется их эвтектическим составом, не зависящим от путей дифференциации исходных расплавов.

Идея о происхождении гранитов за счет 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 природный механизм, благодаря которому под геосинклинальными поясами Земли (т. е. над зонами субдукции) возникают мощнейшие потоки перегретых и сильно минерализованных флюидов.Этот механизм приводится в действие процессом дегидратации океанической коры в зонах субдукции Андийского типа. Подсчитано, что в настоящее время под этими структурами выделяется до 3 км3 термальных вод в год, а в прошлые геологические эпохи и того больше. Так, в раннем протерозое через зоны субдукции фильтровалось до 7 км3/год перегретых водных флюидов, а за время жизни
Земли через эти зоны профильтровалось 16 млрд км3 воды, что в семь раз больше, чем ее содержание 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 субдукции, частично фиксируясь в континентальной коре (300 млн км3 связанной воды), но в большей части вновь поступая в гидросферу и океаническую кору. Этой воды достаточно для гранитизации всей континентальной коры, поскольку объем последней (примерно 8 млрд км3) приблизительно в два раза меньше вовлеченного в циркуляцию объема воды.

Составы магм, возникающих в процессе плавления пород, существенно зависят от состава этих пород. Так, при затягивании в зоны субдукции карбонатных пород или эвапоритов должны возникать расплавы с повышенным содержанием щелочноземельных или щелочных элементов. Ассимиляция карбонатов приводит к десилификации магмы и к относительному увеличению содержания в ней щелочей. Существенные преобразования произойдут с силикатными магмами при попадании в зоны субдукции эвапоритов, так как после ассимиляции соленосных отложений первоначально кислые магмы насыщаются щелочами, хлором, фтором и рассеянными элементами и теряют кальций и состав расплавов становится сиенитовым. Аналогично этому при субдукции под островные дуги фосфоритов, скопившихся в прибрежных районах бывших зон апвеллингов на склонах и шельфах древних окраин континентов, могут образоваться магмы, обогащенные апатитом. Наконец, при попадании в зоны субдукции металлоносных осадков, содержащих рудные элементы, могут возникнуть магмы, богатые рудными компонентами.