Петрологические модели формирования изверженных пород среднего состава, не связанные со смешением магм

Существуют петрологические модели, связывающие формиро­вание андезитов и других магматических пород среднего состава не только со смешением, но и с иными процессами: 1) частичным плавлением перидотитов верхней мантии при насыщении распла­ва водой; 2) частичным плавлением метаморфизованных базитов, которые залегают в нижней части континентальной коры или по­гружены в верхнюю мантию; 3) кристаллизационной дифференци­ацией базальтовой магмы.

Все эти модели имеют определенное экспериментальное и тео­ретическое обоснование. Однако возможность их реализации в при­родных условиях проблематична. Первая модель предполагает, что магмы среднего состава насыщены водой и содержат более 10 мас.% Н₂0. В то же время среди базальтов и андезитов преобладают пирок-сен-плагиоклазовые породы, которые кристаллизовались из мало­водных магм. Кроме того, следует учитывать, что насыщенные во­дой расплавы, возникшие на глубине, не обладают способностью к дальней миграции и затвердевают в параавтохтонных условиях.

Экспериментальные данные показывают, что при достаточно высоких степенях частичного плавления метабазитов действитель­но можно получить расплавы, близкие по составу к андезиту. Одна­ко следует иметь в виду, что при давлениях, соответствующих зем­ной коре, андезиты не являются котектическими составами. При меньших (и более реальных) степенях частичного плавления наименее кремнекислые выплавки из амфиболитов и кварцевых эклогитов отвечают по составу не андезитам, а дацитам.

В экспериментальных условиях андезитовые расплавы получены как продукт кристаллизационной дифференциации базальтов. Одна­ко, если бы этот процесс был главной причиной появления андези­тов, то они должны быть распространены столь же широко, как и ба­зальты. В то же время андезиты сосредоточены лишь в определенных тектонических зонах и появляются на определенных стадиях текто-номагматического развития. Огромные пространства, залитые ба­зальтами на суше и на океаническом дне, лишены андезитов, что заставляет искать иную причину возникновения этих пород. В то же время реальность существования средних магматических пород — дифференциатов базальтовой магмы — бесспорна; однако эти поро­ды по ряду признаков отличаются от типичных андезитов.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Сопоставляя перечисленные способы формирования магмати­ческих горных пород среднего состава с моделью смешения, мож­но сделать вывод, что последняя гораздо лучше согласуется с наблю­даемыми фактами, а с точки зрения физико-химической теории и эксперимента эта модель является наиболее простой и универсаль­ной.

Дополнительная литература

БабанскийА.Д., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Эволюция щелочнозе­мельных магм. М.: Наука, 1983.

КадикАА., Максимов А.П., Иванов Б.В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов. М.: Наука, 1986.

Попов В. С. Петролого-геохимическая модель формирования орогенных известково-щелочных серий// Геохимия магматизма. М.: Наука, 1982.

Попов В. С. Смешение магм — важный петрогенетический процесс // Зап. Всесоюз. минерал, об-ва, 1984. Вып. 2.

9. ПРОИСХОЖДЕНИЕ

МАГМАТИЧЕСКИХ

АССОЦИАЦИЙ

Изверженные породы разного состава часто совмещены во вре­мени и пространстве и образуют закономерно построенные магма­тические ассоциации — неслучайные сообщества эффузивных и (или) интрузивных пород, отражающие закономерный ход магма­тического процесса.

Некоторые ассоциации представлены генетически однотипны­ми породами, например, продуктами затвердевания первичных мантийных магм (кимберлитовая ассоциация) или магматитами корового происхождения (гранит-лейкогранитная ассоциация). Многие ассоциации включают как продукты затвердевания пер­вичных магм, так и их дифференциаты и кумулаты (базальт-доле-ритовая, перидотит-пироксенит-норитовая ассоциации и др.). Ши­роко распространены ассоциации, которые объединяют породы, связанные с разными источниками. Так, контрастные базальт-ри-олитовые и габбро-гранитные ассоциации объединяют базиты — дифференциаты мантийных магм и кислые породы, возникшие при частичном плавлении корового субстрата. В островодужных ассоциациях наряду с теми и другими широко развиты гибридные породы среднего состава, образованные в результате смешения ос­новных и кислых магм.

Пространственная и хронологическая сближенность генетиче­ски разнородных изверженных пород указывает на то, что магмати­ческие очаги возникают и одновременно развиваются на разных гипсометрических уровнях, охватывающих интервал глубин от пе-ридотитовой мантии до верхней части коры, т.е. от 150—250 км до 10-20 км. В тех случаях, когда магмообразование сосредоточено преимущественно в верхней мантии, поверхности Земли достига­ют именно мантийные магмы и их дифференциаты, затвердеваю­щие в виде ультраосновных и основных пород. Увеличение объема коровых выплавок приводит к тому, что одновременно с основны­ми мантийными магмами к поверхности Земли устремляются кис­лые коровые расплавы и развиваются процессы смешения. Когда интенсивность корового магмообразования достигает максимума, земная кора становится непроницаемой для мантийных магм, и по­следние проникают на малые глубины лишь в виде редких даек, внедрение которых происходит либо до образования крупных объ-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

емов коровых магматических пород, либо после их затвердевания. В таких условиях образуются ассоциации, состоящие преимущест­венно из кислых магматитов, с которыми ассоциируют гибридные породы среднего состава.

Для наиболее глубинных магматических очагов, расположенных в верхней мантии, характерна малая степень частичного плавле­ния перидотитового субстрата, что приводит к появлению выпла­вок, богатых щелочными металлами (Na, К) и летучими компо­нентами (Н₂0, С0₂, F, Cl). Такие маловязкие силикатные магматические жидкости, а также щелочные водные, углекислые растворы и карбонатные расплавы, которые отделяются от глубин­ных мантийных магм, вызывают метасоматическое преобразование вышележащих пород. При последующем плавлении метасоматиче-ски измененного мантийного и корового вещества появляются ще­лочные породы, обогащенные калием, натрием и литофильными элементами-примесями. Переходы во времени или пространстве от низкощелочных ассоциаций к ассоциациям, сложенным породами повышенной щелочности, отражают погружение нижних кромок систем разноглубинных магматических очагов до уровня, на кото­ром происходил глубинный метасоматизм.

Многократное частичное плавление на тех или иных уровнях приводит к удалению легкоплавких компонентов и последователь­ному образованию все более тугоплавких расплавов. Истощенные мантийные и коровые субстраты могут вновь обогащаться легко­плавкими компонентами при последующем метасоматическом пре­образовании.

Таким образом, закономерная смена магматических ассоциаций во времени и систематическая латеральная зональность размеще­ния одновозрастных ассоциаций в пространстве определяются дву­мя главными причинами:

1) подъемом и погружением нижних и верхних кромок зон маг-мообразования;

2) изменением минерального и химического состава мантийных и коровых источников, вызванным как экстракцией из них легко­плавких компонентов во время предшествующих эпизодов частич­ного плавления, так и обогащением теми или иными химическими элементами (минералами) при метасоматическом преобразовании.

Например, полные магматические циклы континентальных и океанических кратонов начинаются с небольших по объему извер­жений пикритов и щелочных пикробазальтов, которые выносятся

9, Происхождение мегматических ассоциаций

из глубоких частей верхней мантии, сложенной примитивными и обогащенными перидотитами. Вслед за этим происходит накоп­ление крупных объемов толеитовых базальтов — дифференциатов первичных магм, возникших на меньшей глубине и при большей степени плавления мантийных перидотитов, в той или иной мере истощенных во время предшествующего магмообразования. После кульминации магматической деятельности источники магм вновь погружаются на глубину, и на заключительной стадии цикла опять появляются ассоциации малого объема с преобладанием высокомаг­незиальных и щелочных пород. Периодический подъем и погруже­ние магматических очагов и сопряженное периодическое измене­ние их производительности приводят к повторению циклов в ходе геологической истории.

Закономерная латеральная зональность островодужного вул­канизма с преобладанием низкокалиевых эффузивов во внутренней, примыкающей к океану, зоне и появлением более щелочных пород, богатых калием, во внешней зоне обусловлена погружением магма­тических источников в сторону континента и усилением в этом на­правлении метасоматического преобразования мантийного и коро-вого вещества.

Сочетание петрологических моделей, характеризующих условия зарождения и последующей эволюции магм, с геодинамическими построениями, раскрывающими механизм тектонических движе­ний, позволяет понять природу эндогенных процессов во внеш­них оболочках Земли.

Дополнительная литература

Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Зем­ли. М.: Наука, 1987.

Марин Ю.Б., Лазаренков В.Г. Магматические формации и их рудонос-ность. СПб.: Изд-во Санкт-Петербургского горного ин-та, 1992.

Попов B.C. Фанерозойские магматические ассоциации: систематика, последовательность формирования и происхождение // Изв. вузов. Геоло­гия и разведка. 1991. № 4.

Фролова Т.Н., Бурикова И А. Магматические формации современных ге­отектонических обстановок. М.: Изд-во МГУ, 1997.

10. МАГМАТИЗМ ГЛАВНЫХ СТАДИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМЛИ

I Периодическое изменение интенсивности магматизма (рис. 10.1), совпадающее с вариациями теплового режима верхней и нижней мантии (рис. 10.2) позволяют выделить четыре стадии магматической эволюции Земли: лунную, нуклеарную, кратонную и континентально-океаническую, каждая из которых отличалась на­бором магматических ассоциаций, сформированных в специфи­ческих геодинамических обстановках (рис. 10.3), и характерным

типом земной коры.

В лунную стадию образовалась первичная земная кора, которая не сохранилась до настоящего времени. Имеется в виду, что эта стадия на Земле и Луне была похожей (но не идентичной), однако на Земле продукты этой стадии были переработаны более поздни­ми геологическими процессами, а на Луне их можно наблюдать и сейчас. Поскольку на Земле не сохранились остатки первичной («лунной») коры, ее невозможно изучить геологическими метода­ми. Поэтому лунную стадию еще называют догеологической.

Нуклеарная стадия, как и все последующие стадии, получила свое название по главнейшему геологическому событию — образо­ванию нуклеаров (ядер) самой древней сохранившейся земной ко­ры, которые продолжали расти в более позднюю, кратонную, ста-

Рис. 10.1. Гистограмма распределения возрастов горных пород, по О.А. Бр-гатикову, Ю.А. Балашову и В. И. Коваленко, 1989 г. У — изверженные породы мантийного происхождения; 2 —тоналитовые и граноди-оритовые плутоны, 3 — коровые гранитоиды, обогащенные калием, 4— метамор­фические породы: гнейсы и гранулиты

10. Магматизм главных стадий геологической эволюции Земли

Рис. 10.2. Вариа­ции теплового ре­жима нижней и верхней мантии в геологической истории Земли (а) и их отражение в распределении возрастов прояв­ления гранитоид-ного магматизма (б), по Маруяма и Лю, 1997 г.

дию вплоть до образования крупных стабильных блоков земной ко­ры (кратонов) в виде докембрийских щитов и кристаллического основания древних платформ.

В течение континенталъно-океанической стадии, охватываю­щей последние 2 млрд лет, происходило параллельное образование континентальной (сиалической) и океанской (мафической) зем­ной коры и превращение океанской коры в континентальную.

Магматизм лунной стадии (<4 млрд лет). Как уже отмечалось, пря­мых сведений о геологических процессах этой стадии, включая маг­матизм, практически нет, и о них судят по косвенным признакам, включая данные сравнительной планетологии и общие закономер­ности эволюции космического вещества. Модельный возраст урана

Рис. 10.3. Схема эволюции магматизма в геологической истории Земли, иллюстрирующая увеличение во време­ни разнообразия магматических пород

10. Магматизм главных стадий геологической эволюции Земли

свидетельствует о том, что образование Земли, Луны и метеоритов произошло примерно 4.5 млрд лет назад. Протопланетное вещество скорее всего было близким по составу к примитивным каменным ме­теоритам — хондритам. Изотопный состав благородных газов, в пер­вую очередь ксенона, указывает на образование ранней атмосферы Земли 4.48-4.47 млрд лет назад. Большинство ученых сходится на том, что за счет экзотермических эффектов аккреции протопланетаого ве­щества, ранней дифференциации Земли и метеоритной бомбардиров­ки, а также радиогенного разогрева внешняя оболочка Земли долж­на была расплавиться с образованием глобального магматического океана, кристаллизация которого привела к образованию первичной коры и мантии. О составе первичной (лунной) коры единого мнения пока нет. Одни считают, что первичная кора была кислой (типа со­временной континентальной), другие первичной считают базито-вую кору, третьи к таковой относят анортозитовую кору.

Горных пород с возрастом более 4 млрд лет на Земле пока не ус­тановлено. Однако, в архейских метаосадочных породах Западной Австралии обнаружены цирконы с возрастом не моложе 4.28 млрд лет. Поскольку циркон характерен для кислых магматических по­род и редок в базитах, был сделан вывод о возможном существова­нии древнейшей гранитной коры.

Одни из самых древних пород — ортогнейсы Акаста из северо­западной Канады имеют возраст 3.96 млрд лет. Судя по эволюции Sm—Nd изотопной системы, ортогнейсы являются результатом плавления сиалического источника с модельным возрастом 4.1 млрд лет. Таким образом, и в этом регионе могла существовать сиаличе-ская кора, образованная на лунной стадии.

Представления об основном составе первичной коры базируют­ся на аналогиях с корами Луны, Венеры и Марса, а также на нали­чии ксенолитов такого состава среди самых древних сиалических магматических пород. Американский геофизик Д.Андерсон пола­гает, что базитовая первичная кора Земли сохранилась в мантии в виде эклогитов, выносимых на поверхность кимберлитами. Эта идея нашла подтверждение в Sm—Nd модельных изотопных возра­стах эклогитов, которые оказались равными 4.4—4.2 млрд лет.

Изотопные данные позволили также наметить самые ранние эта­пы деплетирования мантии Земли: 4.50-4.47,4.4-4.3 и 4.1- 4.0 млрд лет. Деплетирование мантии, т.е. вынос из нее легкоплавких компо­нентов и перенос их в кору был возможен только с помощью магма­тических процессов. Эти датировки первых магматических процес-

сов на Земле хорошо коррелируются с возрастом пород Луны: 4.51 -4.46 млрд лет для наиболее древних лунных норитов, троктоли-тов и дунитов; 4.46-4.36 млрд лет для железистых анортозитов и KREEP-базальтов и 4.06 млрд лет для магнезиальных анортозитов.

Магматизм нуклеарной стадии (4.0-2.5 млрд лет). Эта стадия ох­ватывает архейскую эру. Магматические и метаморфические поро­ды этого возраста представлены: 1) ассоциациями зеленокаменных поясов и пространственно сопряженных гранито-гнейсовых купо­лов, 2) гнейсо-мигматит-гранулитовыми высокометаморфизованны-ми ассоциациями и 3) расслоенными базитовыми плутонами.

Зеленокаменные пояса сложены вулканогенными и гипабиссаль-ными породами толеитовой и известково-щелочной серий в диапа­зоне составов от коматиитов до риолитов и лейкогранитов. Соотно­шение базитов, андезитов и кислых пород в зеленокаменных поясах архея Канады составляет 57: 30:13.

Магматические породы большинства зеленокаменных поясов имеют возраст от 3.8—3.5 млрд лет (Гренландия, Южная Африка, Кольский полуостров) до 2.7-2.6 млрд лет (Северная Америка, Цен­тральная и Западная Африка, Западная Австралия).

Коматииты являются индикаторной магматической породой стадии. Они слагают основание разрезов зеленокаменных поясов, сменяясь выше базальтами и кислыми породами. Последние пред­ставлены тоналитами, трондьемитами, дацитами, риолитами. Са­мые ранние архейские зеленокаменные пояса, содержащие обиль­ные коматииты, отличаются бимодальным базальт-дацитовым составом, практически без андезитов, в то время как более поздние пояса (2.7—2.6 млрд лет) наряду с базальтами и кислыми породами содержат довольно много андезитов.

Наиболее распространенными породами гнейсо-мигматит-гра-нулитовых областей являются так называемые серые гнейсы, за­нимающие до 80% площади архея на древних щитах. Среди них преобладают трондьемиты, в меньшей степени тоналиты, мета-морфизованные вплоть до гранулитовой фации. Эти породы геохи­мически примитивны, т.е. имеют низкие первичные отношения ⁸⁷Sr/86Sr (от 0.701 до 0.702-0.704) и обеднены литофильными эле­ментами-примесями.

Примерами архейских расслоенных плутонов являются массив Монче-Чуна-Волчьих тундр на Кольском полуострове, Великая дайка Зимбабве в Африке, плутон Стиллуотер в Северной Амери­ке.

геологической эволюции

В конце нуклеарной стадии (2.6-2.5 млрд лет) сформировались автономные габбро-анортозитовые тела.

В целом для магматизма нуклеарной стадии типичен ареаль-ный характер магматизма и формирование низкощелочных извер­женных пород толеитовой и известково-щелочной серий. Индика­торными породами являются коматииты, низкокалиевые серые гнейсы и расслоенные плутоны с анортозитами. К концу стадии сформировались ядра щитов и оснований древних платформ.

Магматизм кратонной стадии (2.5-2.0 млрд лет). В эту стадию произошла консолидация и объединение протоконтинентальных ядер в жесткие стабилизированные блоки земной коры — кратоны, на которых формировались платформенные чехлы и образовались первые типично платформенные магматические ассоциации — траппы. Появляются первые щелочные породы (см. рис. 10.3). В конце стадии возникают ассоциации анортозитов и гранитов ра-пакиви, внедряются лейкократовые и щелочные граниты, форми­руются первые карбонатиты.

Продолжалось развитие зеленокаменных поясов. Зеленокамен-ные пояса с возрастом 2.5 млрд лет и моложе известны в Австралии, Южной Африке, Северной Америке, в Карелии и на Украине.

Стабилизация земной коры способствовала развитию в ней хрупких деформаций и появлению крупных дайковых поясов, ли­нейных зон расслоенных плутонов и грабенообразных структур.

Сочетание магматических образований, характерных как для более ранней, нуклеарной, так и более поздней, континентально-океанической, стадий, подчеркивает переходный характер кратон­ной стадии, что фиксируется глобальными геохимическими изме­нениями в континентальной коре (рис. 10.4). Именно в интервале 2.5-2.0 млрд лет резко повышаются величины K₂O/Na₂O в обломоч­ных осадочных породах и в гранитах, возрастают содержания тория и редкоземельных элементов в глинистых сланцах и обломочных осадочных породах, растет отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морских карбона­тах. Все эти показатели свидетельствуют о том, что в кратонную ста­дию континентальная кора обогащается калием и коррелятивными ему компонентами и приближается по составу к современной коре.

На кратонную стадию приходится минимум активности как мантийного, так и корового магматизма (см. рис. 10.1,10.2).

Магматизм континентально-океанической стадии (<2 млрд лет). Главной особенностью этой стадии является формирование лито-сферных плит, в том числе плит с океанической корой. Фрагменты

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

этой коры представлены офиолитовыми комплексами в складчатых поясах. Океанская кора слагает дно современных океанов. Начало стадии фактически совпадает со временем появления типичных офиолитов. Важнейшим отличием магматизма континентально-океанической стадии является его разнообразие (см. рис. 10.3). От­четливо проявлено различие магматизма дивергентных (конструк­тивных) и конвергентных (деструктивных) границ плит, а также внутриплитного магматизма. В течение последнего миллиарда лет магматизм мало отличался от современного.

Типичные складчатые пояса известны, начиная с гренвильской орогении (1.1 млрд лет). Затем они формировались в байкальское (пан-африканское) время (конец венда), каледонское (ордовик-де­вон), герцинское (карбон—пермь) и альпийское (неоген) время. Полагают, что после каждого из перечисленных орогенических со­бытий возникали крупные суперконтиненты (позднепротерозой-ская Родйния, каледонская Гондвана, герцинская Пангея), рас­павшиеся затем в результате рифтогенеза.

В начале континентально-океанической стадии еще сохраняют­ся некоторые элементы более ранних стадий. Например, на интер­вал 1.7—1.6 млрд лет приходится пик формирования ассоциации анортозитов и гранитов рапакиви, которая широко представлена в Балтийско-Украинском, Транссибирском и Северо-Американ-ском поясах. Фиксируется мощный всплеск позднепротерозойско-го кислого магматизма, отраженный на рисунках 10.1 и 10.2.

В целом в течение континентально-океанической стадии про­исходит в основном перераспределение сиалической коры и в мень­шей степени ее наращивание ювенильным материалом. Наличие разнообразных щелочных пород свидетельствует о плавлении все более глубоких горизонтов мантии, которому предшествовала ее метасоматическая переработка. Жесткость литосферы способст­вует образованию глубинных разломов и проявлению магматизма в виде линейно-складчатых поясов. Механизмы тектоники лито-сферных плит получают широкое развитие, что подтверждается формированием офиолитов и метаморфических пород высокого давления (глаукофановые сланцы).

Главные рубежи эволюции магматизма. Как следует из рисунков 10.1-10.3, главными возрастными рубежами эволюции магматизма в истории Земли являются 4.0 млрд лет (граница меж­ду лунной и нуклеарной стадиями), 2.5 млрд лет (между нуклеар-ной и кратонной стадиями) и 2.0 млрд лет (между кратонной и кон-

/ft Магматизм главных стадий геологической эволюиии Земли

тинентально-океанической стадиями).

Рубеж 4.0 млрд лет соот­ветствует началу собственно геологической истории Зем­ли, учитывая наличие близ­ких к этому рубежу датировок магматических пород.

Рис. 10.4. Вариации состава осадочных пород в геологической истории как от­ражение изменений состава континен­тальной коры, по К-Конди, 1983 г.

Второй важнейший ру­беж — 2.5 млрд лет — четко выражен как на диаграмме цикличности магматизма (см. рис. 10.1), так и на эво­люционном графике (см. рис. 10.3). Этот рубеж соот­ветствует границе архея и протерозоя Канадского щита. На рисунке 10.1 он от­вечает завершению крупно­го позднеархейского цикла мантийного магматизма, ко­торый проявился практичес­ки на всех древних щитах, кроме Антарктического. По­сле этого цикла наступил пе­риод слабой активности мантийного магматизма. К рубежу 2.5 млрд лет при-, урочено завершение массо-, вого формирования как гра­нит-зеленокаменных поясов с коматиитами, так и грану-лит-гнейсовых областей (серых гнейсов); в это время появляются

первые щелочные породы.

Следует отметить, что этот рубеж смещается до 2.3 млрд лет по пику корового кислого магматизма (см. рис. 10.1), который сопро­вождал позднеархейский пик мантийного магматизма. Однако боль­шинство важнейших событий отвечает рубежу 2.5 млрд лет.

Рубеж 2.0 млрд лет в эволюции магматизма проявлен менее оп­ределенно. С этого времени начинается новый позднепротерозой-543

ский цикл мантийного и корового магматизма, возникают и затем быстро исчезают граниты рапакиви, появляются глубоко дифферен­цированные Li-F граниты и онгониты, некоторые специфические щелочные породы, получают широкое распространение крупные расслоенные (перидотит-габбро-норитовые) плутоны с сульфидным медно-никелевым оруденением. Но главной особенностью этого возрастного рубежа является резкая смена состава континентальной коры. Если до этого времени она заметно отличалась от современ­ной коры, то теперь по главным своим параметрам (см. рис. 10.4) она становится близкой к современной континентальной коре.

Некоторые геологи придают большое значение границе между докембрием и фанерозоем (570 млн лет, а по последним изотопным данным 544 млн лет). Действительно, на этой границе изменилась экологическая обстановка на поверхности Земли: частые докембрий-ские оледенения сменились теплым климатом, состав морской во­ды обогатился радиогенным стронцием, азотом, фосфором, крем­неземом, органическим углеродом, резко изменился и расцвел органический мир, появились Metazoa и многоклеточные организ­мы с кремнистым и фосфатным скелетом. Это вызвало интенсивное образование черных сланцев, нефти, фосфоритов. Однако характер магматизма продолжал оставаться таким, каким он стал 2.0— 1.6 млрд лет назад. Поэтому не случайно многие исследователи считают, что последний мегацикл в геологической истории Земли начался не на границе докембрия и фанерозоя, а на рубеже 2.0 млрд лет.

Изменения на поверхности Земли, относящиеся к границе меж­ду докембрием и фанерозоем связывают с возникновением и после­дующим разрушением суперконтинента Гондваны. Это не было исключительным событием в геологической истории. На протя­жении последнего миллиарда лет кроме Гондваны формировались позднепротерозойский суперконтинент Родиния и мезозойский суперконтинент Пангея.

Общая направленность эволюции магматизма в истории Земли и при­чины эволюции. Эволюция магматизма в истории Земли носила как циклический, так и необратимый характер. Цикличность проявлена в периодическом изменении интенсивности магматического про­цесса. Связь циклов корового и мантийного магматизма свидетель­ствует об инициировании корового магматизма мантийным.

Необратимым в эволюции кислого магматизма является рост в кратонную стадию доли калиевых гранитов и соответствующее увеличение величины K₂O/Na₂O в континентальной коре.

В более явном виде необратимые изменения магматизма проявле-ны в исчезновении одних магматических ассоциаций и появлении других. Так, к концу нуклеарной стадии почти исчезают коматииты и анортозиты, но появляются первые щелочные породы. В конце Кра­синой стадии возникают, а затем исчезают граниты рапакиви, про­является все разнообразие щелочных пород, включая карбонатиты.

Таким образом, общая эволюции магматизма в истории Земли сводится к последовательному расширению спектра составов маг­матических пород. К древнейшим ассоциациям толеитовой и изве-стково-щелочной серий добавляются все более многочисленные ассоциации умеренно- и высокощелочных пород.

Магматизм и метаморфизм в процессе эволюции превращают­
ся из ареальных явлений в локальные (поясовые и очаговые). По ме­
ре кратонизации континентальной коры и литосферы все более яв­
ной становится приуроченность магматизма и метаморфизма
к разломам и трещинам. Метаморфизм с повышенными градиента­
ми Т/Р (гранулиты) дополняется метаморфизмом с пониженными
значениями Т/Р(глаукофановые сланцы, алмазоносные эклогиты).
В земной коре заметно снижается геотермический градиент (см.
рис. 10.3).

При общем расширении спектра составов магматических пород отмечается смена примитивного коматиит-базитового и трондьемит-тоналитового магматизма более дифференцированными породами с усилением роли K-Na сиалического и щелочного магматизма.

Эта направленность эволюции магматизма подтверждается эво­люцией состава осадочных пород, отражающей специфику облас­тей размыва. По данным В.Н.Холодова, в нуклеарную стадию раз­мывались и выветривались преимущественно ультрабазиты и базиты, в связи с чем формировались специфические железистые кварциты. В кратонную стадию за счет размыва кислых пород кра-тонов появляются мощные толщи граувакк, аркозов, конгломера­тов (в том числе золотоносных и ураноносных), кремнистых осад­ков, реже карбонатов. С фанерозоя роль магматических пород в образовании осадков резко падает за счет роста площадей древних осадочных пород. Эволюция осадочных пород шла от планетар­ных и однородных составов к локальным литологически пестрым составам. В.Н.Холодов приходит к выводу, что архейские осадки от­ражали базит-ультрабазитовый магматизм, раннепротерозойские осадки — кислый магматизм, рифейские осадки — анортозиты, а фанерозойские осадки — переотложенные осадочные породы. 545

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

В процессе геологической истории глобальная эндогенная ак­тивность, и в первую очередь магматическая, снижалась. Об этом свидетельствуетуменьшение относительных площадей земной по­верхности с повышенной эндогенной активностью, т.е. известная тенденция к стабилизации тектонических структур. Тектономагма-тическая активность в докембрии носит площадной, а не линейный, как в фанерозое, характер; к концу докембрия кратонизации под­вергаются все более широкие площади земной поверхности. С чем же связана эволюция магматизма в истории Земли?

Наиболее очевидными и важными факторами, определяющи­ми вариативность магматизма во времени являются изменения теп­лового режима Земли, источников магматизма и механизмов диф­ференциации магм.

Максимальными запасами тепла наша планета обладала вскоре после образования, когда, по мнению многих исследователей, за счет энергии аккреции, гравитационного уплотнения и радиоактивного распада элементов произошли плавление и дифференциация ее внешней оболочки. Не случайно средний геотермический гради­ент, обеспечивший архейский метаморфизм, оценивается в 54 °С/км; к концу раннего протерозоя (1.0 млрд лет) он уменьшился до почти современной величины в 35 °С/км. В условиях высокого геотерми­ческого градиента в архее и раннем протерозое превалировал грану-литовый метаморфизм и был невозможен глаукофановый метамор­физм, для которого нужны высокое давление и низкая температура, реализуемые в современных зонах субдукции. Многие исследовате­ли поэтому считают, что тектоника плит или не проявилась в замет­ных масштабах в архее или отличалась от современной. Большую роль в это время играл внутриплитный магматизм, связанный с под­нимающимися из глубинной мантии плюмами.

Высокий тепловой поток на ранних стадиях эволюции Земли был благоприятен для формирования ультрамафических коматиито-вых магм, требующих для образования высоких степеней частично­го плавления мантии, а также способствовал формированию грани­тов и других кислых пород. Последнее обусловлено тем, что архейские палеогеотермы пересекают поле существования магм в системе гра­нит-вода в области гораздо более низких давлений и в более широ­ком интервале концентраций воды в магме, что объясняет площад­ную распространенность гранитов в архее и раннем протерозое.

Постепенное снижение теплового потока сводит на нет роль ультрамафического вулканизма, приводит к возрастанию роли ще-

лочных магм, образующихся при более низких степенях частично­го плавления мантии и на больших глубинах, к увеличению мощно­сти литосферы и кратонизации коры, к переходу от ареального ко-рового магматизма и регионального метаморфизма к линейно-поясовому и локальному. Литосфера становилась мощ­ной и жесткой, способной к горизонтальному перемещению по ас­теносфере, как это предполагается в тектонике литосферных плит.

Наряду со снижением теплового потока важной причиной эво­люции магматизма является изменение химического состава ис­точников магматизма. Так, коматииты нуклеарной стадии выплав­лялись из примитивной мантии, а гранитоиды этой стадии — из базитовой коры. Но, начиная с нуклеарной стадии, а возможно и раньше, все большую роль начинает играть сначала деплетирован-ная мантия, обедненная легкоплавкими компонентами, а затем и обогащенная мантия, которая служит источником щелочных магм. Многие допускают, что обогащенная мантия могла образо­ваться за счет поглощения (рециклинга) корового материала в зо­нах субдукции. Увеличение отношения K₂O/Na₂O в коре отражает­ся в формировании K-Na гранитоидов поздних стадий.

Кратонизация коры, усиление ее стабильности и увеличение мощности были благоприятны для ассимиляции корового матери­ала мантийными магмами, увеличения роли глубоко дифференци­рованных магм. Поэтому именно с кратонной стадии возникают расслоенные базитовые плутоны, появляются Li-F граниты и онго-ниты, глубоко дифференцированные щелочные породы.

На основании всего сказанного можно заключить, что сни­жение энергетического потенциала Земли, прогрессирующее обеднение мантии несовместимыми, летучими и радиоактивными компонентами, вовлечение в процессы магмообразования конти­нентальной коры, возрастание ее мощности и гетерогенности, воз­никновение благоприятных условий для глубокой дифференциации магм определяют необратимый характер эволюции магматизма, выраженный в циклически проявленном увеличении многообразия магматических пород, возрастании роли щелочных пород и суже­нии зон магматической активности.

Дополнительная литература

Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Зем­ли. М.: Наука, 1987.

Заключение

В данном разделе рассмотрены основы современных представ­лений о происхождении главных типов магматических горных по­род. Из огромного объема имеющейся информации выбраны лишь наиболее важные сведения. Этот выбор неизбежно отражает взгля­ды авторов на те или иные проблемы. Многое из того, что извест­но в современной магматической петрологии, даже не упомянуто. Дополнительная литература, приведенная в конце каждого разде­ла, в какой-то мере может восполнить эти пробелы. Для тех, кто хо­тел бы более полно и глубоко ознакомиться с проблемами современ­ной петрологии, особенно рекомендуем обратиться к книге А.Филпоттса «Основы магматической и метаморфической петро­логии» (A.R.Philpotts. Principles of igneous and metamorphic petrolo­gy. Englewood Cliffs: Prentice Hall, 1990).