Эволюция земной коры

Проблема образования земной коры должна рассматриваться в двух аспектах: 1) образование первичной коры (протокоры) в результате расслоения планеты на концентрические оболочки; 2) последующая эволюция коры, определяемая динамикой эндогенных процессов и сопровождающаяся формированием ее основных структурных элементов: континентов и океанических впадин.

Как отмечает А.А. Маракушев, в процессе расслоения планет флюидные компоненты концентрируются в их внутренних частях (ультрамафических, богатых Fe). В связи с тем, что процесс консолидации планет направлен от внешних оболочек к их центральным частям, это приводит к повышению давления флюидов, вызывающего их миграцию. Восходящие потоки флюидов генерируют магматические процессы и обновление коры и мантии. Концентратором флюидных компонентов, особенно водорода, является расплавное металлическое (никель-железное) ядро. По мере сохранения флюидного запаса ядро находится в расплав-ном состоянии, что подтверждается существованием магнитного поля планеты. Когда же дегазация планет завершается (флюидный запас исчерпан), планеты полностью консолидируются и утрачивают свою эндогенную активность. Такие планеты А.А. Маракушев называет «мертвыми». К «мертвым» планетам, эволюция которых завершилась на разных стадиях, относятся все планеты земной группы, кроме Земли. Характер и длительность процессов эндогенной активности планет находятся в прямой зависимости от их массы и размеров. Раньше других планет утратил эндогенную активность и остался на более примитивной стадии развития — Меркурий — самая маленькая планета Солнечной системы. В целом образование, развитие и расслоение планет земной группы проходило однообразно, но заканчивалось на разных стадиях. Самый высокий уровень планетного развития был достигнут только на Земле.

Первичное расслоение Земли привело к образованию первичной коры (протокоры), которая благодаря эндогенной активности ее недр, под действием флюидных потоков, стимулирующих развитие магматизма и метаморфизма, заместилась новообразованными корами континентального и океанического типов.

Первичная кора имела большую мощность до 100 км и примерно эвкритовый состав (табл. 5.1). Эта первичная кора, образование которой отвечало по времени начальному расслоению Земли, не сохранилась. В.Е. Хайн называет ее фантомной (призрачной) и считает, что о ней можно судить лишь по аналогии с другими, более примитивно развитыми планетами. Представление о ее составе складывается на основе изучения метеоритов — ахондритов: в верхней части состав протокоры соответствует эвкритам, а в нижней диогенитам.

Первичная кора подстилалась ультраосновной мантией. Обособление ее происходило в сильно восстановительной обстановке.

Процессы эволюции протокоры чрезвычайно сложны, длительны и разнообразны. Начавшись на ранних стадиях геологического развития Земли, они продолжаются и в настоящее время. Ho, как считает А.А. Маракушев, схематически их можно свести к трем типам: рифтогенезу, незгенезу и орогенезу.

Рифтогенез — растяжение, утончение (и, возможно, разрыв) ранее образованной коры под воздействием поднимающегося разуплотненного мантийного вещества, сопровождающееся формированием депрессий, излиянием базальтов низкой щелочности и внедрением интрузий ультраосновного состава. На современном этапе это спрединг срединно-океанических хребтов и континентальный рифтогенез — Байкальский рифт, Южно-Африканский и др.

Незгенез (от лат. нез — остров) — более высокая ступень эволюционного развития коры, на которой в вулканических депрессиях формируются островные поднятия, являющиеся результатом щелочного базальтового магматизма. Этот процесс сопровождается увеличением мощности коры, что приводит к воздыманию подводных хребтов и островных архипелагов.

Такими типичными островными поднятиями являются Гавайский архипелаг, где мощность коры увеличилась до 25 030 км, о. Исландия, Тристан и др.

Орогенез — (горообразование) проявляется только на планетах самого высокого эволюционного уровня развития планетных кор и заключается в формировании гранито-гнейсовых куполов и складчатых горных сооружений, образующих континентальную кору. Такой уровень планетного развития был достигнут только на Земле, где в результате вышеупомянутых процессов на основе первичной коры сформировались и развиваются коры континентального и океанических типов. Типичный разрез коры представлен на рис. 5.1. Океаническая кора формируется в зонах спрединга — растяжения при поступлении мантийного вещества вдоль оси срединно-океанических хребтов. Кора тонкая, молодая, постоянно обновляющаяся. Континентальная кора отличается гораздо большей мощностью и образуется в областях сжатия, сопровождающегося орогенезом, складчатостью и магматизмом. Континенты — наиболее стабильные участки земной коры.

Зарождение континентальных массивов произошло около 3—4 млрд лет назад и с тех пор продолжается их разрастание. В структуре континентов выделяются древние докембрийские кратоны, сложенные образованиями древней континентальной коры. Между кратонами расположены складчатые (орогенные) пояса разного возраста, формирующиеся в процессе орогенеза и за счет которых постепенно увеличивается площадь кратонов. В состав орогенов входят образования различного состава и разного генезиса: офиолиты, островодужные вулканиты, голубые сланцы и др., т. е. породы древнего океанического дна, островных дуг, микроконтинентов и т. д. Древние кратоны отличаются двухъярусным строением: кристаллический фундамент и слабодеформированный осадочный чехол. В структуре кратонов выделяются блоки древней континентальной коры, обнажающейся в наиболее поднятых участках — щитах и выступах, где наблюдаются выходы самых древних архейских гранито-гнейсов, «серых гнейсов».

Блоки с возрастом более 3 млрд лет составляют более половины (около 60 %) объема кратонов (или 73,5 % объема коры). По разным оценкам — от 52 % и до 80%, или даже весь объем континентальной коры сформировался в раннем докембрии в первые 1,5 млрд лет назад и затем перераспределился на поверхности Земли. Как отмечает Н.Л. Добрецов, существуют и альтернативные оценки об относительно равномерном выделении кислой островной (континентальной) коры в течение всего геологического времени.

Строение океанического дна стали изучать сравнительно недавно, с конца 50-х гг. XX в. Оказалось, что океаническая кора имеет незначительную мощность, не более 7—15 км, и отличается небольшим возрастом (моложе 200 млн лет). Объем ее составляет 33 % объема всей земной коры. С открытием системы срединно-океанических хребтов (СОХ) стало известно, что океаническая кора зарождается при спрединге океанического дна и выплавлении мантийного вещества в зонах СОХ. Если считать, что образование океанической коры началось около 2,5 млрд лет назад, постоянно происходит ее обновление в зонах спрединга, то становится ясно, что общий объем новообразованной океанической коры в десять раз превышает объем континентальной. Поэтому можно считать, что континентальная кора, по выражению автора, является «консервативным элементом Земли, сформировавшимся в основном на ранних этапах развития Земли и лишь незначительно пополнявшимся в более поздние эпохи, а океаническая кора — наиболее подвижный, постоянно обновляющийся элемент Земли».

Как уже упоминалось, реликты древней океанической коры сохраняются в складчатых областях континентов в виде офиолитов. Идеализированный полный разрез офиолитов приведен на рис. 5.4. Полные разрезы офиолитов известны в Динаридах и Эллинидах, в Западной Монголии, Куртушибинском хребте Алтае-Саянской области и в других складчатых областях.

Таким образом, протокора Земли полностью заместилась новообразованными корами — океанической и континентальной. Формирование океанической коры продолжается и в настоящее время в результате процессов рифтогенеза. Более медленно и не с такой интенсивностью продолжается и площадное нарастание и увеличение мощности континентальной коры, что связано с орогенными процессами.