ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Abstract

Континентальная земная кора развивалась в сложных взаимоотношениях с океанической литосферой. На заре геологического развития, 3,8 млрд лет назад, образовались древнейшие складчатые ядра всех континентов на основе первичных геосинклинальных прогибов океанического дна. Карбонатно-терригенные осадки в них формировались в результате разрушения воздымающихся структур областей развития щелочного магматизма (островных архипелагов и др.), подобных поднятиям Фарсида и вулкана Олимп в океанической структуре северного полушария Марса. Складчатость вулканогенно-терригенных отложений в первичных и последующих геосинклиналях, приобретавших все более линейные формы, происходила под боковым давлением океанических литосферных плит, стремительно расходящихся в периоды диастрофизма в стороны от срединно-океанических спрединговых хребтов. Затем эти плиты субдуцировали под новообразованные складчатые пояса, что стимулировало образование глубинных разломов, достигавших расплавного земного ядра. Ядро служило источником восходящих флюидных потоков, фиксируемых очагами землетрясений средней глубинности (60-300 км), порождавших орогенное развитие складчатых поясов. Просачиваясь через мантийный субстрат, восходящие флюиды производили его деплетирование (дунитизацию), создававшее плотные корни континентов, которые прослеживаются геофизически до глубин 400-700 км. Выносимые флюидами из мантии в земную кору сиалические компоненты производили ее общую дебазификацию с образованием "гранито-гнейсового" слоя и увеличением мощности коры, глубоко вдающейся в мантийный субстрат с образованием корней гор. Это нарушало изостазию и приводило к воздыманию (орогенезу) складчатых поясов, сопровождавшемуся их глубокой эрозией с выравниванием поверхности мантии на глубине порядка 40 км, свойственной платформенным структурам. В результате кратонизации в древних щитах и кристаллических массивах на платформах обнажаются метаморфические породы, которые образовались, судя по их минеральным парагенезисам, на глубинах до 30-40 км. Это отражает грандиозность докембрийских орогенных поясов, корни гор которых распространялись глубже современных, достигающих в Андах глубины 70 км. Депрессии на платформах по составу выполняющих их пород подразделяются на осадочные, осадочно-вулканогенные и вулканогенные (трапповые). К вулканогенному типу близки окраинные моря, разделяющие континенты и островные дуги. Ими и трапповыми формациями намечается переход к вторичной океанической коре, замещавшей континентальную кору и распространенной вдоль пассивных континентальных окраин. Несмотря на разнообразие, все платформенные депрессии сходны по происхождению, образуясь в результате развития флюидного мантийного магматизма. Внедрение ультраосновных расплавов с замещением основания коры создавало воздымание мантийного субстрата, а сопровождавшие ультраосновной магматизм восходящие трансмагматические флюиды обеспечивали частичное или полное растворение "гранитного" слоя платформенной коры, приводя к образованию поверхностных депрессий. В результате возникала характерная обращенность поверхностного и глубинного рельефа, свойственная всем типам депрессионных структур. Связью с мантийным магматизмом определяется и рудоносность депрессионных структур, приобретающая иногда грандиозный размах. Окраинные моря относятся к эвгеосинклинальным депрессиям, в которых гипербазитовые магмы внедрялись в вулканогенно-осадочные глубоководные отложения с образованием офиолитовой формации. Структуры окраинных морей проектируются на очаги глубокофокусных (300-700 км) землетрясений, приходящих на смену очагам землетрясений средней глубинности, (коррелирующихся с реликтовыми орогенными поясами островных дуг) на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные. Офиолитовые формации, формировавшиеся первоначально в структурах окраинных морей, составляют основание геосинклинальных отложений прогибов на пассивных континентальных окраинах, развивающихся в режиме слабой спрединговой активности океанов. С усилением этой активности в них развивается складчатость под боковым давлением литосферных плит, начинающая новые циклы формирования складчатых орогенных поясов континентов.