резко замедлить движение Индийской плиты, между тем как оно до настоящего времени остается довольно быстрым (см.

рис. 2.4.7).

Несовершенство традиционной модели “сдваивания” континентальной коры в зонах коллизии заставило искать другие объяснения ее резко повышенной мощности. В нижней части рис. 4.3.2 показано объяснение этого феномена в рамках модели двухъярусной тектоники плит. В данном случае предполагается, что после столкновения Индостана с Евразией подкоровая часть мантии продолжала субдуцировать, в то время как коровые плиты оторвались от нее и начали автономное движение по коровому астенослою, испытывая коллизию и “торошение”. Легкий “корень” Тибетского плато в такой схеме объясняется не “сдваиванием” континентальной коры, а нагнетанием к северу вещества нижнекорового астенослоя, постепенно сменившего свой состав с гранулитового на более основной (анортозитовый) вследствие миграции кислых магм в верхнюю кору. Пластичное вещество астенослоя скапливается и разбухает непосредственно над областью контакта подкоровых частей литосферных плит, подобно тому, как смазка нагнетается в трущиеся детали механизмов, и приводит к изостатическому воздыманию расположенных над ней верхнекоровых микроплит.

4.4. Формирование континентальной коры

Из сказанного выше становится понятным, что континентальная кора, так же как океанская, имеет в качестве первоисточника вещество мантии, однако процесс ее формирования более сложен, чем у океанской коры, и реализуется в несколько стадий. Океанская кора формируется путем частичного плавления и дифференциации мантийного перидотита под рифтовыми зонами срединно-океанских хребтов (см. раздел 3.3). Для базальтовой океанской коры, таким образом, мантия является непосредственным источником вещества. Однако по мере старения к океанской коре добавляются “немантийные” компоненты. Это, во-первых, океанская вода, гидратирующая базальты 2-го слоя, а затем и часть верхней мантии, в результате чего к океанской коре снизу прирастает слой серпентинизированных перидотитов (3В). Во-вто- рых, на поверхности базальтовой океанской коры накапливается осадочный слой, мощность которого у зрелой океанской коры

252

достигает нескольких сотен метров. Весь этот материал поставляется в зоны субдукции и здесь снова идет на переплавку в мантию, давая начало андезитовому вулканизму островных дуг и активных окраин. Кору последних уже можно рассматривать в качестве “зародыша” континентальной коры, хотя породы субдукционной андезитовой серии содержат в среднем лишь 55% SiO2, что недостаточно для среднего состава континентальной коры (около 60% SiO2, см. табл. 1.2.3.2). Чтобы субдукционная кора превратилась в континентальную, ей надо еще пройти стадию коллизии, после чего ее состав становится более кислым за счет гранитоидного вулканизма.

Проблема формирования континентальной коры включает, таким образом, следующие тесно взаимосвязанные аспекты: 1) химический, объясняющий выплавку магматических продуктов новорожденной (“андезитовой”) и зрелой (“гранодиоритовой”) континентальной коры; 2) механический, объясняющий транспортировку океанской коры в зоны субдукции, взаимодействие краев континентов в зонах коллизии, а также превращение активных коллизионных поясов в платформы; 3) термический, объясняющий наличие высоких температур и давлений, необходимых для переработки зрелой океанской коры в островодужную, а затем вторичное переплавление разнородных элементов в условиях коллизии.

На субдуцирующую океанскую плиту оказывает сильное литостатическое давление надвигаемая на нее плита, островодужная или континентальная. Из-за этого на контакте плит возникает трение, диссипация энергии которого приводит к выделению огромного количества тепла – по расчетам около 3 106 Дж на каждый килограмм океанской коры. Возникающего таким путем тепла хватило бы для прогрева коры в зоне контакта плит до 1500 – 2000°С, однако такого сильного прогрева не происходит, поскольку на конвергентных границах плит действуют эффективные механизмы охлаждения, в частности конвективный вынос тепла на поверхность термальными водами и магмами вулканов (вспомним гейзеры и вулканы Камчатки). Этими процессами температура в зонах субдукции значительно снижается и стабилизируется на уровне 800 – 1000°С, достаточном для начального плавления водонасыщенных пород океанской коры.

Химические процессы в зонах субдукции имеют следующую направленность. Прежде всего при возрастании температуры и давления начинается активная дегидратация океанской коры.

253

Сначала она теряет поровую воду, содержащуюся главным образом в осадках 1-го слоя и пиллоу-базальтах 2-го слоя. Затем теряется кристаллизационная вода, содержащаяся в тех же базальтах 2-го слоя и серпентинизированных перидотитах подслоя 3В. Затем при дальнейшем возрастании температуры и давления в породах субдуцирующей океанской коры развивается последовательный ряд метаморфических преобразований, сопровождающийся потерей кремнезема, щелочей и литофильных элементов.

Таким образом, субдукционные магмы резко обогащаются щелочами и другими литофильными элементами, рассеянными в океанской коре. Именно этот процесс порождает принципиальные отличия результирующего химического состава континентальной и океанской коры (например, по K2O они, как видно из табл. 1.2.3.2, достигают почти порядка).

Океанская кора, подобно гигантскому конвейеру, пододвигается под островные дуги и активные окраины, постоянно доставляя в зоны субдукции все новые порции рассеянных в ней элементов (рис. 4.4.1). Эти элементы здесь концентрируются, а затем выносятся к поверхности водяным паром, который освобождается при дегидратации океанской коры и становится легким, активным и чрезвычайно подвижным флюидом. Разогрев коры в зонах субдукции приводит к перегреву флюида и появлению в нем избыточного давления, под воздействием которого он, уже минерализованный литофильными элементами, выжимается из зоны контакта литосферных плит, поднимается и пропитывает горные породы во фронтальной части надвигающейся плиты. Кроме того, минерализованные флюиды ассимилируются формирующимися в зоне субдукции силикатными магмами, играющими основную роль в образовании вулканических дуг и хребтов.

Таким образом, субдуцирующая океанская плита может способствовать началу плавления, либо образуя расплав из своего собственного вещества, либо выделяя флюиды, способные вызвать плавление надвигающейся плиты.

Тугоплавкие и тяжелые компоненты океанской коры и литосферы также удаляются из зон субдукции, но не к поверхности

254

Земли, а вниз, в мантию вместе с субдуцирующей литосферной плитой. Этим объясняется, с одной стороны, пониженное содержание в континентальной коре по сравнению с океанской таких элементов, как магний, кальций, титан и двухвалентное железо (см. табл. 1.2.3.2), а с другой, – появление в мантии под зонами субдукции областей повышенной плотности (тех самых тугоплавких, холодных и тяжелых слэбов океанской литосферы, способных самопроизвольно тонуть в мантии), которые впоследствии вовлекаются в конвективный массообмен и формируют нисходящие ветви конвективных ячеек (см. раздел 2.5). Следовательно, способность самопроизвольно субдуцировать определяется не только физико-механическими свойствами зрелой океанской литосферы (см. раздел 4.1), но эта способность возрастает за счет удаления из океанской литосферы легких компонентов в зонах субдукции.

Постепенное высвобождение различных элементов по мере погруженияокеанской литосферы в зону субдукции обусловливает геохимическую зональность (тренд) субдукционного магматизма (см. рис. 4.4.1), о которой уже шла речь в разделе 4.1. В лавах вулканов, находящихся ближе всего к внешней (океанской) стороне зоны субдукции, максимальны содержания кремнезема. С удалением от океана, во внутренних частях зоны субдукции, расположеннойнадболее глубокими участками зоны Беньофа, содержание кремнезема уменьшается, но зато возрастают концентрации глинозема и щелочей.

255

Таким образом, формирование (аккреция) новой континентальной коры происходит за счет переработки в зонах субдукции океанской коры и инициированного этим процессом андезитового субдукционного магматизма. Это основной механизм, за счет которого к уже существующей континентальной коре постоянно добавляется новый материал. Коэффициент полезного действия (КПД) такого механизма составляет в среднем 20%, т.е. из 1 т базальтовой коры океана выплавляется примерно 200 кг андезитовой коры островных дуг и активных окраин.

Можно дать приближенную количественную оценку этого главного механизма формирования континентальной коры на современной Земле. Суммарная протяженность рифтовых зон срединно-океанских хребтов, где в настоящее время формируется океанская кора, составляет примерно 70 000 км. Средние мощность и плотность океанской коры составляют соответственно 6,5 км и 2,9 г/см3, а средняя скорость спрединга на современной Земле оценивается в 5 см/год. Следовательно, за 1 год в зоны субдукции попадает около 6,6 1013 кг океанской коры, что при

20%-ном КПД механизма дает 1,3 1013 кг андезитовой коры островных дуг и активных окраин.

Если теперь предположить, что средняя интенсивность процесса переработки океанской коры в континентальную была в геологическом прошлом такой же, как сейчас (а, вероятнее всего, она была даже более высокой из-за большей тектонической активности Земли в прошлом), то легко вычислить, что за 2 млрд лет, прошедшие после карельской глобальной фазы диастрофизма, когда произошла кратонизация платформ и “заработал” в полном объеме механизм тектоники плит (см. раздел 1.6), могло образоваться около 2,6 1022 кг континентальной коры. Эта теоретическая оценка настолько близка эмпирически рассчитанной общей массе континентальной коры с возрастом менее 2 млрд лет на

современной Земле (2,25 1022 кг), что практически не остается сомнений ни в правильности выбора субдукции в качестве главного механизма формирования континентальной коры, ни в оценке средней интенсивности данного механизма.

Однако, как уже говорилось, чтобы андезитовая субдукционная кора стала зрелой континентальной, необходимо увеличение ее “кислотности” примерно на 5%. Эта завершающая стадия процес-

256

са формирования континентальной коры реализуется в коллизионных зонах, куда в конце концов попадают андезитовые островные дуги вместе с другими элементами закрывшихся океанов.

В зонах коллизии островные дуги надвигаются на бывшие пассивныеокраины континентов, где до этого накопились мощные толщи терригенных осадочных пород (см. раздел 4.2). Механическое взаимодействие краев столкнувшихся континентов, а также литостатическое давление перекрывающих островодужных комплексов приводят к повышению температуры в зонах коллизии, в результате чего образуются небольшие “карманы” коровых расплавов осадочных пород. Этот процесс называется анатексисом (расплавлением). Анатектические расплавы имеют гранитный (в узком смысле слова) состав, и именно они дают начало гранитоидному магматизму зон коллизии.

Необходимым условием анатексиса является наличие свободной воды, резко снижающей температуру начала плавления (солидуса) гранита. Поскольку содержание воды в континентальной коре быстро уменьшается с глубиной, то, казалось бы, в том же направлении должна увеличиваться и температура солидуса гранита. Однако данное положение справедливо лишь для континентальной коры, находящейся в стабильном тектоническом режиме. На конвергентных же границах плит, как уже говорилось, именно нижняя часть континентальной коры резко обогащена водными флюидами, отделяющимися от субдуцирующей океанской коры. Поэтому температура солидуса гранита в коллизионных областях уменьшается с глубиной (рис. 4.4.2) от примерно 1000°С на поверхности до 650°С на глубине 35 км, соответствующей средней мощности континентальной коры. Континентальная геотерма для коры, находящейся в стабильном режиме, также показанная на рис. 4.4.2, у поверхности имеет градиент около

30°С/км, но вблизи подошвы коры он снижается до 10°С/км из-за того, что нижняя кора обеднена теплогенерирующими элементами (см. раздел 1.4). Таким образом, четко видно, что кривая распределениятемператур в стабильной континентальной коре даже близко не подходит к кривой солидуса гранита в стабильных областях и лишь слегка касается поля плавления водонасыщенного гранита в зонах коллизии. Это означает, что только поднимающееся из мантийных глубин тепло, связанное с переплавлением субдуцирую-

257

щей океанской литосферы, может вызвать местные отклонения континентальной геотермы в сторону более высоких температур и привести к анатектическому плавлению гранита.

Сказанное свидетельствует о том, что спонтанное плавление нижней части континентальной коры, развивающейся в стабильном режиме, невозможно. Необходимым условием образования

коровых гранитоидных расплавов является то, что магма уже

Т емперату ра, С

должна подниматься в данном месте из подкоровой мантии, а такие условия реализуются только в относительно короткий (10 – 20 млн лет) период времени, когда зона субдукции уже превратилась в зону коллизии, но еще не произошел отрыв слэба субдуцирующей океанской плиты (см. раздел 4.2, рис. 4.2.1). Именно поэтому гранитоидный коллизионный магматизм обычно проявляется в узком временном диапазоне, что дает возможность рассматривать его как четкий репер коллизии.

Из вышеприведенного также следует, что у гранитоидных коллизионных магм и андезитовых субдукционных магм должен быть до известной степени общий источник. Однако привнос в анатектические граниты явно корового происхождения мантийно-

258

го вещества носит опосредованный характер. Причина такого привноса заключается в ассимиляции коровыми гранитоидными магмами водных флюидов и расплавов, возникающих на конвергентных границах плит за счет дегидратации и переплавления океанской коры, имеющей непосредственно мантийное происхождение.

Состав субдукционных и коллизионных магм сильно зависит от состава осадочных пород, попадающих в зоны субдукции вместе с океанской плитой или сносимых с островных дуг и активных окраин, а также накапливающихся на пассивных континентальных окраинах. Например, при переработке песчано-глинистых толщ, наиболее характерных для 1-го слоя океанской коры и осадков пассивных окраин, выплавляются нормальные граниты. Если же в составе осадков заметную роль играют аркозовые песчаники с преобладающим плагиоклазовым компонентом, то образуются менее кислые гранодиориты и плагиограниты. При попадании в зоны субдукции и коллизии карбонатных осадков возникают расплавы с повышенными содержаниями щелочных элементов. Особенно существенные преобразования происходят с силикатными расплавами при попадании в зоны субдукции эвапоритов – соленосных отложений; в этом случае субдукционные и коллизионные магмы становятся сиенитовыми. При попадании в зоны субдукции фосфоритов, широко распространенных на некоторых участках океанского дна, образуются апатиты. Наконец, при попадании в зоны субдукции металлоносных осадков (следов прежней гидротермальной активности срединно-океанских хребтов, см. раздел 3.3) образуются магмы, обогащенные рудными компонентами.

После прекращения активной коллизии континентальная кора постепенно переходит к стабильному платформенному режиму развития. Этот процесс начинается вскоре после прекращения внутриплитовой субдукции (см. раздел 4.2) и происходит на фоне снятия горизонтальных сжимающих напряжений и восстановления изостазии по всей прежде возмущенной термически и механически области коллизии. Изостатическое выравнивание коллизионных поясов происходило бы довольно быстро (первые миллионы лет), если бы равновесие в них не нарушалось активным перераспределением масс на поверхности. Высоко приподнятые участки горно-складчатых поясов подвергаются разрушению

259

(пенепленизации), а сносимый с них осадочный материал отлагается в межгорных впадинах. Из-за этого характерный интервал изостатического выравнивания коллизионных поясов, а значит, и перехода континентальной литосферы от коллизионной стадии развития к платформенной растягивается на первые сотни миллионов лет. Например, Урал, коллизия которого произошла 260 млн лет назад, до настоящего времени остается горной системой, хотя и невысокой.

В последние годы существенная дополнительная роль в формировании континентальной коры (главная роль субдукции в данном процессе по-прежнему не оспаривается) отводится росту коры снизу за счет “бомбардировки” подошвы континентальной литосферы поднимающимися из нижней мантии горячими плюмами (см. раздел 2.5). Последние прогревают подкоровую мантию под континентами и инициируют глубинный магматизм, также наращивающий объем континентальной коры. Этот процесс в англоязычной литературе получил название underplating.

Последний вопрос, который остается рассмотреть в связи с проблемой формирования континентальной коры, касается интенсивности этого процесса в геологическом прошлом. Выше показано, что весь объем континентальной коры с возрастом менее 2 млрд лет на современной Земле удается объяснить субдукционным механизмом ее формирования, принимая за основу современный уровень тектонической активности Земли. Однако, судя по всему, Земля как производитель энергии за время своей геологической истории постепенно деградировала (см. главу 6). В ней снижался уровень теплогенерации за счет как уменьшения интенсивности мантийной конвекции (в связи с выравниванием плотностной неоднородности и уменьшением толщины конвектирующей оболочки, см. раздел 2.5), так и распада долгоживущих радиоактивных изотопов (см. раздел 1.4). Следовательно, уровень тектонической активности Земли понижался, в связи с чем вопрос о прежней скорости роста объема континентальной коры пока еще далек от согласованного решения.

По данному вопросу в настоящее время существует несколько точек зрения (рис. 4.4.3).

Первая из них предполагает, что начальный объем архейской континентальной коры, образовавшейся в интервале 4 –

260

Отметим, что непрерывность роста в данной модели, конечно, относится к субдукционной “андезитовой” коре, “гранитизация” которой на самом деле происходила “скачками”, отвечающими главным и второстепенным фазам диастрофизма, начиная с саамской (3,6 млрд лет). Кроме того, здесь предполагается, что все продукты размыва (эрозии) субдукционной коры остаются на материках, а не уходят на вторичную переработку в мантию в зонах субдукции.

Вторая точка зрения сводится к тому, что бoльшая часть объема континентальной коры образовалась в первые 2 млрд лет истории Земли, а в течение последних 2 млрд лет суммарный объем континентальной коры испытал лишь незначительные изменения, оставаясь примерно постоянным (кривая 2 на рис. 4.4.3). В данной модели предполагается, что “прирастание” континентального материала за счет магматизма в зонах субдукции полностьюкомпенсируется здесьже поглощением в мантии продуктов континентальной эрозии. Таким образом, хотя формирование континентальной коры в последние 2 млрд лет и происходит, но в ито-

261