Учебное пособие для студентов специальности I 51. 01. 01 " Геология и разведка месторождений полезных ископаемых"

3.3. Формирование земной коры

Формирование континентальной коры сопровождалось глубоким изменением подстилающей мантии с преобразованием «корней» континентов, достигающих глубины 400-650 км (Йордан, 1979) и глобальной мантийно-коровой дифференциацией вещества под воздействием флюидных потоков, которые поступали из расплавленного земного ядра. Из-за расплавленного ядра Земля продолжает оставаться эндогенно-активной планетой со свойственными ей тектогенезом, магматизмом, метаморфизмом и рудообразованием, чего нет на Луне.

Пульсирующий характер эндогенной активности обусловлен сложным взаимодействием жидкого ядра с твердым никель-железным субъядром. Кристаллизация твердого субъядра сопровождается концентрацией легких летучих компонентов типа водорода на фронте его кристаллизации, что создает восходящие потоки проводящей жидкости, генерирующие магнитное поле Земли по принципу динамо. Кристаллизационное возрастание флюидного давления в жидком ядре периодически прерывалось импульсами его дегазации, что проявлялось в спрединговой активности океанов и развитии складчатости по их периферии под боковым давлением океанических литосферных плит. Происходит постоянное обновление базальтового океанического ложа, раздвижение океанических литосферных плит в стороны от активных структур океанов (срединно-океанических хребтов), получивших название спрединга, с разной скоростью в разных океанах (в Тихом океане – 10 см/год). На островных дугах в Азии (Курилы, Япония) господствует рифтогенный режим, где протекает накопление вулканогенных и осадочных пород (пассивная геосинклинальная окраина) с низкой спрединговой активностью и раздвижением литосферных плит со скоростью 1-2 см/год.

Складчатые пояса увеличивали мощность коры до 75 км под Андами, нарушалась изостазия (равновесие между корой и мантией), в результате чего начинался орогенез с образованием горных хребтов на континентальных окраинах, наращивались платформенные структуры с континентов. Этот процесс называется кратонизацией.

Этот процесс получил название гранитизации как магматического замещения гранитной магмой вулканогенно-осадочных пород. Такие гранитизированные части складчатых поясов образуют гранитный слой континентальной коры, нижняя граница которого (поверхность Конрада) прослеживается геофизически в пределах платформ на глубинах 15-20 км. Ниже его залегают основные кристаллические сланцы («базальтовый слой» по терминологии геофизиков), которые приближаются к поверхности при полной эрозии верхнего гранитного слоя. Подстилают земную кору ультраосновные породы мантии на границе перехода от земной коры к подстилающей ее ультраосновной мантии (на поверхности Мохоровичича) на глубинах около 10 км в океанах и 40-75 км на платформах и в молодых складчатых областях.

По новейшим обобщениям И.А. Рязанова (2002) эволюция формирования земной коры представляется следующим образом.

Основным механизмом формирования земной коры было селективное выплавление из мантии базальтов мощностью около 10 км, т.е. вулканизм. Он проявился неравномерно. В начале земной истории под воздействием вулканизма образовалось 80-90% объема современной коры. Одновременно действовал второй механизм – высокобарический метаморфизм и гранитизация. Последняя продолжалась всю последующую историю Земли и была вызвана выносом из мантии химических элементов с флюидами. В кору поступали избыточные летучие, кремний натрий, калий, уран и торий. Дегазация провоцировала магматизм, который происходил в виде импульсов, различающихся по интенсивности. Наиболее сильное проявление магматизма было 2,6 и 1,9 млрд лет назад, когда кора была полностью консолидирована и поэтому раскалывалась на блоки. Дважды в земной коре вдоль зон разломов возникали геосинклинальные прогибы и в ее структуре формировались платформы и геосинклинально-складчатые пояса. Происходила эклогитизация базальтов земной коры.

В мезозое усилилась дегазация и базальтовый магматизм, что привело к образованию глубоководных океанов и высокогорного рельефа.

Во вторую половину жизни Земли (около 2,6 млрд лет назад) началась серпентинизация подкоровых ультрабазитов, поставлявших в осадочный слой Ca, Mg, Fe, Mn. C мезозоя действовал мощный источник воды, поступивший на поверхность планеты, связанный с дегидратацией серпентинитов.

В раннем докембрии сформировался основной слой земной коры – гранитно-гнейсовая оболочка, для которой характерна стабильность химического состава за земную историю. Она лишь продолжала гранитизироваться, сократившись местами по толщине в результате эрозии, частично оказалась перекрытой сносимыми с платформ осадками. Таким образом, из однородной мантии образовалась однородная кора.

Первой химической моделью земной коры было представление Ч. Лайеля о сиалическом (кислом) составе кристаллических пород, слагавших земную кору.

По А.Б. Ронову, А.А. Ярошевскому, А.А. Мигдисову (1990), средний химический состав коры близок к основным породам. По модели И.А. Резанова (2002), она ближе к гранитоидам и практически не отличается от оценок Ф. Кларка (60,3% SiO₂) и В. Гольдшмидта (60,5% SiO₂), как и кора океанов почти не отличается по химическому составу от коры материков.