Стадия образования «гранитной» коры

Возможно, что «гранитная» или «гранито-гнейсовая» кора Земли представляет собой уникальное явление для планет Земной группы Солнечной системы и встречается только на Земле. А.А. Маракушев (1988) отмечает, что «этот тип коры представляет высшую степень эволюции внешних оболочек планет и не имеет аналогов …». Тем не менее, и на Земле «гранитная» кора составляет главную специфику лишь континентов («континентальная» кора), занимая вместе с ним всего 1/3 поверхности Земли, тогда как ее остальные 2/3 покрыты базальтовой оболочкой океанов («океаническая» кора). Древнейшие датировки абсолютного возраста (3,8-3,6 млрд. лет), знаменующие собой доступное нам начало геологической истории Земли, на сегодняшний день принадлежат породам гранито-гнейсовой коры («серые гнейсы»), а не породам базальтового слоя. Таким образом, рождение «гранитной» коры произошло довольно давно, но ее рост достиг своего апогея, по-видимому, к концу Архея (2,7 млрд. лет), когда на Земле образовалось около 80 % объема современной «гранитной» или сиалической коры в виде «гранито-гнейсовых куполов». Ее становление продолжалось и далее во все эпохи протерозойских и фанерозойских складчатостей, во время которых гранитный магматизм проявил себя, в первую очередь, в виде громадных «гранитных батолитов». Образование «гранитной» коры происходит в настоящее время в ходе ее приращения на краях континентов за счет сокращения коры океанов.

В геологической истории образования гранитной коры разными авторами (Магматические горные породы, 1987) выделяются три подстадии:

1. Нуклеарная (3,8 – 2,5 млрд. лет).

2. Кратонная (2,5 – 1,5 млрд. лет).

3. Континентально-океаническая (1,5 – 0,0 млрд. лет).

Нуклеарная подстадия (3,8 – 2,5 млрд. лет) сменяет стадию формирования «базальтовой» коры и является ранней подстадией образования «гранитной» коры. Она завершается мощной эпохой гранитообразования и формирования ядер протоконтинентов. Магматические ассоциации нуклеарной подстадии представлены: 1. ассоциацией гранито-гнейсовых куполов; 2. андезит-базальтовой с коматиитами зеленокаменных поясов; 3. формацией расслоенных массивов; 4. формацией анортозитов. Формация гранит-гнейсовых куполов занимает около 80 % площади выходов щитов древних платформ. В формации наиболее распространены гнейсы тоналитового и трондьемитового состава, так называемые «серые гнейсы». Породы зеленокаменных поясов рассекают породы гранито-гнейстовых куполов и сами, в свою очередь, пересекаются небольшими гранитными массивами. Типоморфной породой андезит-базальтовой ассоциации зеленокаменных поясов являются коматииты, которые образовывались в два возрастных интервала: около 3,5 и 2,9-2,6 млрд. лет. Обращают на себя внимание также ранние архейские андезиты зеленокаменных поясов. Массивы анортозитов и расслоенные массивы (Мунни-Мунни в Австралии – 2,85 млрд. лет, Стиллуотер в США – 2,75 млрд. лет), возможно, генетически связаны с базальтами.

По мнению сторонников мобилистских представлений нуклеарная подстадия знаменуется началом процессов спрединга и субдукции. Над зонами субдукции возникали вулканические дуги, столкновение которых приводило к образованию небольших протоконтинентов тоналитового состава. К концу Архея (2,7 млрд. лет) все протоконтиненты объединились в один суперконтинент Пангея, а на остальной территории располагался суперокеан Панталасса (Хаин, Балухновский, 1993).

Кратонная подстадия (2,5-1,5 млрдю лет), последовавшая за нуклеарной, по-существу, сформировала гранитный слой платформ – средний возраст континентов составляет 2,46-2,14 млрд. лет. Происходит резкий прирост континентальной коры –почти в 2 раза и ее мощности до 40 км, за счет широкого гранитообразования, имевшего место в интервале 2,0-1,8 млрд. лет. Базальтовый магматизм проявился на платформах в виде трапповой формации, с которой генетически ассоциируют известные промышленные расслоенные массивы (Великая Дайка -2,416 млрд. лет, Мончегорский-2,1, Бугивельский -2,05 млрд. лет, Сэдбери-1,85 млрн. лет).

Типоморфными или индикаторными формациями кратонной подстадии являются массивы анортозитов, рапакиви и мигматитов.

На рубеже 1,8 млрд. лет появились первые массивы офиолитовой формации.

С кратонной подстадией связано начало рождения и образования щелочных формаций континентов, ибо щелочной магматизм – это типично платформенный магматизм. Самыми древними щелочными гранитами, наверное, являются щелочные граниты батолитов Бадон-Какадиан и Сарайя в Сенегале (2,190-2,017 млрд. лет). Кейвский комплекс щелочных гранитов Кольского полуострова имеет возраст 1,93-1,83 млрд. лет). Эпоха 2,2-1,8 млрд. лет была наиболее продуктивной эпохой щелочного гранитообразования на всех кратонах и, как видим, она была синхронной эпохе широкого гранитообразования на континентах. Самыми древними нефелиновыми сиенитами, известными на сегодняшний день, являются массивы Гаси Эль Фогра из Мавритании (2,0 млрд. лет) и Гремяха-Вырмес в Карелии (1,9 млрд. лет), а самым древним массивом формации щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами, возможно, является карбонатитовый массив Синлиъярви в Финляндии (2,5 млрд. лет). В тектоническом отношении цепочки щелочных массивов обнаруживают теснейшую связь с рифтогенными структурами, по-существу, они являются отчетливыми маркерами этих структур в теле платформ. В целом, кратонная подстадия, по сравнению с нуклеарной, характеризуется значительно большим разнообразием магматических формаций, в первую очередь, за счет появления формаций щелочных пород. Другими словами на кратонной стадии, по существу, наблюдается рождение щелочного магматизма.

Континентально-океанская подстадия(1,5-0,0 млрд. лет). Эта подстадия охватывает промежуток времени от начала рифея до наших дней и характеризуется наибольшей степенью геологической изученности. Континентально-океанская подстадия, сменившая кратонную, отличается от нее иным стилем тектонического и, по-видимому, энергетического развития. Появились очевидные признаки тектоники плит в виде офиолитовых поясов. В течение этой подстадии имели место четыре глобальных цикла развития Земли, из которых каждый начинался с распада очередной Пангеи, расчленения ее рифтогенными океаническими впадинами на континенты и завершался их образным стяжением в суперконтинент, последний –Гондвана (Хаин, Балухновский, 1993).

Распад Гондваны с образованием современных континентов и океанов произошел в период 0,25-0,00 млрд. лет и отличался достаточно различным характером магматизма: базальтового в океанах и весьма дифференцированного на континентах. Океанический магматизм характеризуется повсеместным развитием базальтовой формации, в редких случаях щелочнобазальтовой и в очень редких базальтовыми формациями с трахитами и фонолитами, а также фонолит-базанит-нефелинитовой (Лазаренков, 1988).

Континентальный магматизм контролировался относительно стабильным режимом платформ, нарушаемым активизацией рифтогенных зон, и подвижным режимом геосинклинальных областей. Платформенный магматизм был базальтовым в виде трапповой, а также платиноносной дунит-клинопироксенитовой формации, ультроосновным в виде кимберлитовой формации. Щелочной магматизм широко представлен щелочными гранитами и нефелиносиенитовыми формациями. Пожалуй, за исключением кимберлитовой и дунит-клинопироксеновой формаций, на континентально-океанской подстадии развиваются все те же самые виды магматических формаций, что и в предыдущую кратонную подстадию, причем щелочной магматизм платформ достигает своего объемного апогея именно в континентально-океанскую подстадию: интрузивный – в перми, эффузивный – в мелу – кайнозое). Даже такие эффузивные эквиваленты ультраосновных пород, как кимберлиты, демонстрируют чуть повышенную калиевую щелочность. Щелочной магматизм – это типичный магматизм платформ, причем типы рифтогенных структур удобно классифицировать в соответствии с типами проявленного в них щелочного магматизма.

В подвижных геосинклинальных областях доминирует базальтовый, андезитовый и гранитоидный магматизм в примерном соответствии с последовательностью магматических событий, установленных каноном Г. Штиле. Это формации инициальных базальтов, орогенных гранитных батолитов, посторогенных гранитов и финальных базальтов. Детальная классификация магматических формаций этих областей проанализирована во многих работах, в том числе Ю.Б. Марина и В.Г. Лазаренкова (1988г). Вместе с тем, следует иметь в виду, что в настоящее время тектонисты выделяют несколько десятков видов геосинклинальных режимов и многие из них замечательны собственными вариациями магматических событий. Подобно рифтогенным структурам, геосинклинали можно классифицировать в соответствии с типами этих событий или с рядом слагающих их магматических формаций.

Некоторые типы магматизма специфичны или особенно объемно представлены на границах океанов и континентов. «Огненное» андезитовое кольцо Тихого океана наблюдается на границе континент-океан. Достаточно мощный щелочнориолитовый магматизм срединно-океанических хребтов имеет место при переходе океанических рифта на континенты (Афарский треугольник). Цепочки массивов офиолитовой формации маркируют границы геосинклинальных областей. В заключение следует отметить, что для рассматриваемой подстадии очень характерно максимально большое разнообразие эффузивных формаций, число которых, правда, быстро сокращается в глубь веков от конца подстадии к ее началу из-за действия эрозионного среза, уничтожающего эффузивные и обнажающие интрузивные формации.

Общий анализ эволюции магматизма в истории Земли позволяет сделать некоторые выводы:

1. Среди основных типов магматизма в истории Земли устанавливается определенная возрастная последовательность главных магм (от ранних к поздним): ультраосновная базальтовая гранитная щелочная.
2. По объему ультраосновная магма, очевидно, была большей, чем базальтовая, базальтовая больше, чем щелочная. С этих позиций ультраосновную магму можно рассматривать в качестве родоначальной магмы Земли.
3. Магматические стадии в истории Земли следуют друг за другом со значительным перекрытием и развиваются параллельно друг другу.
4. Общая тенденция эволюции магматизма в истории Земли состоит не только в уменьшении объема магматических продуктов во времени, но и в резком увеличении разнообразия магматических пород от ранних стадий к поздним за счет значительной дифференциации со снижением магнезиальности пород и повышением их кремнекислотности и, особенно щелочности. Из 1000 наименований магматических пород примерно половина принадлежат щелочным породам, возникшим на последних стадиях развития Земли.
5. История магматического и тектонического развития Земли, несомненно, отражает историю ее энергетического процесса и, по-видимому, является ее наиболее чутким индикатором.
6. Изменение характера магматизма в истории Земли тесно связано с изменением стиля ее тектонического строения. Смена стилей тектонического строения сопровождается изменениями в характере магматизма Земли.