вулканізм і його роль в еволюції нашої планети

Т.І. Фролова. Московський державний університет ім. М.В. Ломоносова

Найкращі ранні процеси вулканізму синхронні з часом становлення Землі як планети. Ймовірно, вже на стадії аккреции (концентрації планетного речовини за рахунок газово-пилових туманностей і зіткнення твердих космічних уламків -- планетозімалей) відбувалося її розігрів. Виділення енергії за рахунок аккреции і гравітаційного стиснення виявилося достатнім для її початкового, часткового або повного плавлення, з наступною диференціацією Землі на оболонки. Кілька пізніше до цих джерел розігріву приєдналося виділення тепла радіоактивними елементами. Концентрація железокаменной маси Землі, як і на інших планетах Сонячної системи, супроводжувалася відокремленням газової, переважно водневої оболонки, яку вона надалі втратила в період максимальної активності Сонця, на відміну від великих, віддалених від Сонця планет групи Юпітера. Про це говорить збіднення сучасної земної атмосфери рідкісними інертними газами - неоном і Ксеноном в порівнянні з космічним речовиною.

Згідно уявленням А.А. Маракушева [3], диференціація железокаменной маси Землі, близькою за складом метеоритів - хондрити і повністю розплавленої під великим тиском водневої газової оболонки, привела до високої концентрації істотно водневих флюїдів (летючих компонентів в надкрітіческом стані) в почало відокремлюватися металевому (залізо-нікелевому) ядрі. Таким чином, Земля набула великого флюідний запас у своїх надрах, який визначив її подальшу, унікальну за тривалістю, порівняно з іншими планетами, ендогенну активність. В міру консолідації Землі в напрямку від її зовнішніх оболонок до центру зростала внутрішнє флюідное тиск і наступала періодична дегазація, що супроводжується утворенням магматичних розплавів, що надходять на поверхню за розтріскування застиглої земної кори. Таким чином, найбільш ранній вулканізм, який характеризувався вибуховим, високоексплозівним характером, був пов'язаний з початком охолодження Землі і супроводжувався утворенням атмосфери. Згідно з іншими уявленнями, первинна атмосфера, що утворилася на стадії аккреции, надалі збереглася, поступово еволюціонуючи у своєму складі. Так чи інакше, приблизно 3,8 - 3,9 млрд. років тому, коли температура на поверхні Землі і в прилеглих частинах атмосфери опустилася нижче за точку кипіння води, утворилася гідросфера. Наявність атмосфери і гідросфери зробило можливим надалі розвиток життя на Землі. Спочатку атмосфера була бідна киснем, поки не з'явилися продукують її найпростіші форми життя, що сталося близько 3 млрд. років тому (рис. 2).

Рис. 2.   Найголовніші події в історії Землі.

Про складі самих ранніх вулканічних порід Землі, в даний час повністю перероблених подальшими процесами, можна судити при порівнянні її з іншими планетами земної групи, зокрема з відносно добре вивченим нашим супутником - Місяцем. Місяць - планета більш примітивного розвитку, рано витрачена свій флюідний запас і втратила внаслідок цього ендогенну активність. В даний час це "мертва" планета. Відсутність у ній металевого ядра говорить про рано припиниться процес її диференціації на оболонки, а пренебрежимо слабке магнітне поле - про повне застиганні її надр. У той же час про наявність флюїдів на ранніх етапах розвитку Місяця свідчать бульбашки газу в місячних вулканічних породах, які полягають у основному з водню, що говорить про їх високу відновленні.

Найбільш давні, відомі в даний час породи Місяця, розвинуті на поверхні місячної кори на так званих місячних материках , мають вік 4,4 - 4,6 млрд. років, що близько до передбачуваного віком освіти Землі. Вони являють собою кристалізувалися на малих глибинах або на поверхні багаті висококальціевим польових шпатом - анортітом -- светлоцветние основні породи, які прийнято називати анортозитами. Порода місячних материків піддавалися інтенсивної метеоритного бомбардування з освітою уламків, частково переплавлених і змішаних з метеоритним речовиною. У результаті утворилися численні ударні кратери, співіснуючі з кратерами вулканічного походження. Передбачається, що нижні частини місячної кори складені породами більш основного, нізкокремнеземістого складу, близькими до кам'яних метеоритів, а безпосередньо стелить анортозитами і анортітовие габро (евкріти). На Землі асоціація анортозитів і евкрітов відома в так званих розшарованих інтрузивами основного складу і є результатом диференціації базальтової магми. Оскільки фізико-хімічні закони, що визначають диференціацію, однакові у всій Всесвіту, логічно припустити, що і на Місяці найдавніша кора місячних метеоритів утворилася в результаті раннього плавлення і подальшої диференціації магматичного розплаву, що складалася верхню оболонку Місяця у вигляді так званого "місячного океану магми". Відмінності у процесах диференціації місячних магми від земних полягають в тому, що на Місяці вона надзвичайно рідко доходить до утворення висококремнеземістих кислих порід.

Пізніше на Місяці утворилися великі депресії, названі місячними морями , Виконані більш молодими (3,2 - 4 млрд. років) базальтами. За складом ці базальти в цілому близькі до базальту Землі. Вони відрізняються низьким вмістом лугів, особливо натрію, і відсутністю оксидів ж леза і мінералів, що містять гідроксильну групу ОН, що підтверджує втрату розплавом летючих компонентів і відбудовну обстановку вулканізму. Бесполевошпатовие породи, відомі на Місяці, - піроксеніти і Дуніт, ймовірно, складають місячну мантію, будучи або залишком від виплавлення базальтових порід (так званим рестітом ), Або ж їх важким діфференціатом (кумулатом ). Рання кора Марса і Меркурія аналогічна кратерірованной корі місячних материків. На Марсі, крім того, широко розвинений пізніший базальтовий вулканізм. Базальтова кора є і на Венері, проте дані по цій планеті поки що дуже обмежені.

Залучення даних порівняльної планетології дозволяє стверджувати, що формування ранньої кори планет земної групи відбувся в результаті кристалізації магматичних розплавів, що зазнали більшу чи меншу диференціацію. Розтріскування цієї застиглої протокори з утворенням депресій супроводжувалося пізніше базальтовим вулканізмом.

В відміну від інших планет, на Землі не збереглося дуже ранній кори. Більш - менш достовірно історію вулканізму Землі можна простежити лише з раннього архею. Найдавніші з відомих вікових датувань належать архейські гнейсами   (3,8 - 4 млрд. років) і зернам мінералу циркону (4,2 - 4,3 млрд. років) у метаморфізованних кварциту. Ці датування на 0,5 млрд. років молодше, ніж освіта Землі. Можна припустити, що весь цей час Земля розвивалася аналогічно до інших планет земної групи. Приблизно з 4 млрд. років на Землі формувалася континентальна протокора, що складається з гнейсів, переважно магматичного походження, відрізняються від гранітів меншими вмістом кремнезему і калію і отримали назву "сірих гнейсів "Або асоціації ТТГ, за назвою трьох головних магматичних порід, що відповідають складу цих гнейсів: тоналітов, трондьемітов і гранодіорити, підданих згодом інтенсивного метаморфізму. Проте "сірі гнейси" навряд чи представляли первинну кору Землі. Невідомо також, наскільки широко вони були поширені. На відміну від значно менш кремнеземистих порід місячних материків (анортозитів), такі великі обсяги кислих порід не можуть вийти за диференціації базальтів. Освіта "сірих гнейсів" магматичного походження теоретично можливо лише за перетоплене порід базальтового або Коматі-базальтового складу, внаслідок своєї тяжкості опустилися на глибокі рівні планети. Таким чином, ми приходимо до висновку про базальтовому складі кори, більш ранньої, ніж відома нам "серогнейсовая". Наявність ранньої базальтової кори підтверджується знахідками в архейських "сірих" гнейсах більш давніх метаморфізованних блоків основного складу [1]. Невідомо, чи зазнала родоначального магма базальтів, що складають ранню кору Землі, диференціацію з утворенням анортозитів, подібних місячним, хоча теоретично це цілком можливо. Інтенсивна багатостадійна диференціація планетного речовини, яка привела до утворення кислих гранітоїдними порід, стала можливою завдяки водного режиму, сталому на Землі в зв'язку з великим запасом флюідним в її надрах. Вода сприяє диференціації і дуже важлива для утворення кислих порід.

Таким чином, протягом самого раннього (катархейского) і архейського часу, переважно в результаті процесів магматизму, до яких після освіти гідросфери приєдналося опадонакопичення, сформувалася земна кора . Вона почала інтенсивно перероблятися продуктами активної дегазації ранній Землі з привносимо кремнезему і лугів. Дегазація була обумовлена формуванням твердого внутрішнього ядра Землі. Вона викликала процеси метаморфізму аж до плавлення із загальним покісленіем складу кори. Отже, вже в архее Земля мала всі притаманні їй тверді оболонки - кору, мантію і ядро.

Наростаючі відмінності в ступені проникності кори і верхньої мантії, які були обумовлені відмінностями в їх тепловому і геодинамічному режимі, привели до неоднорідності складу кори і до формування різних її типів. В областях стиснення, де була ускладнена дегазація і підйом на поверхню виникають розплавів, останні відчували інтенсивну диференціацію, а раніше утворилися основні вулканічні породи, ущільнюючись, опускалися на глибину і переплавлялися. Формувалася протоконтінентальная двошарова кора, що мала контрастний склад: верхня її частина була складена переважно кислими вулканічними і інтрузивними породами, переробленими метаморфічними процесами в гнейси і гранулітів, нижня - породами основного складу, базальтами, коматітамі і габброідамі. Така кора була властива протоконтінентам . В областях розтягування формувалася протоокеаніческая кора , Що мала переважно базальтовий склад. За розколів в протоконтінентальной корі і в зонах її зчленування з протоокеаніческой утворювалися перший рухливі пояси Землі (протогеосінкліналі ), Що відрізнялися підвищеної ендогенної активністю. Вже тоді вони мали складну будову і складалися з менш мобільних піднятих зон, що зазнали інтенсивний високотемпературний метаморфізм, і зон інтенсивного розтягування і прогинання. Останні одержали назву зеленокаменних поясів , Так як складові їх породи набували зелений колір в результаті процесів низькотемпературного метаморфізму. Обстановка розтягування ранніх етапів формування рухомих поясів змінювалася в міру еволюції обстановкою переважного стиснення, що призводило до появи кислих порід і перший порід вапняно-лужних серій з андезитами (див. рис. 1). Рухливі пояса, закінчили свій розвиток, приєднується до областей розвитку континентальної кори і збільшували її площа. За сучасними уявленнями, від 60 до 85% сучасної континентальної кори було сформовано в архее, і потужність її була близька до сучасної, тобто становила близько 35 - 40 км.

На рубежі архею і протерозою (2700 - 2500 млн. років) в розвитку вулканізму на Землі наступив новий етап. Стали можливими процеси плавлення в сформованій до цього часу потужної корі, з'явилося більше кислих порід [4]. Склад їх істотно змінився, в першу чергу за рахунок збільшення вмісту кремнезему і калію. Широке розповсюдження отримали справжні калієві граніти , Які виплавлялося з кори. Інтенсивна диференціація мантійних базальтових розплавів під впливом флюїдів у рухомих поясах, супроводжувана взаємодією з матеріалом кори, призвела до збільшення обсягів андезитів (див. рис. 1). Таким чином, крім мантійних вулканізму, все більшого значення набував корови і змішаний мантійних-корови вулканізм. У Водночас у зв'язку з ослабленням процесів дегазації Землі і пов'язаного з ними теплового потоку виявилися неможливими настільки високі ступеня плавлення в мантії, які могли призвести до утворення ультраосновних коматітових розплавів (див. рис. 1), а якщо вони і виникали, то рідко піднімалися на поверхню внаслідок своєї високої щільності у порівнянні із земною корою. Вони зазнавали диференціацію в проміжних камерах і на поверхню потрапляли їх похідні - менш щільні базальти. Стали менш інтенсивними також процеси високотемпературного метаморфізму і гранітізаціі, які придбали не площинної, а локальний характер. Цілком ймовірно, в цей час остаточно були сформовані два типи земної кори (рис. 3), відповідні континентах і океанах. Однак час утворення океанів поки остаточно не визначено.

Рис. 3. Два головних типи земної кори - континентальний і океанічний.

В наступний етап розвитку Землі, який розпочався 570 млн. років тому і носить назва фанерозойських, ті тенденції, які з'явилися в протерозої, отримали подальший розвиток. Вулканізм стає все більш різноманітним, набуваючи чіткі відмінності в океанських та континентальних сегментах. У зонах розтягування в океанах (серединно-океанічних рифтових хребтах) виливаються толеітовие базальти, а в аналогічних зонах розтягування на континентах (континентальних Рифт) до них приєднуються і часто над ними превалюють лужні вулканічні породи. Рухливі пояси Землі, що отримали назву геосинклінальних, є магматичних активними десятки і сотні мільйонів років, починаючи з раннього Толе-базальтового вулканізму, що утворює разом з ультраосновних інтрузивними породами офіолітовие асоціації в умовах розтягування. Пізніше, за мірі зміни розтягування стиском, вони змінюються контрастним базальт-ріолітовим і вапняно-лужним андезитового вулканізмом, що досягли розквіту в фанерозой. Після складчастості, освіти гранітів і орогенезу (зростання гір) вулканізм в рухомих поясах стає лужним. Таким вулканізмом зазвичай і закінчується їх ендогенна активність.

Еволюція вулканізму в фанерозойських рухомих поясах повторює таку в розвитку Землі: від однорідних базальтових і контрастних базальт-ріолітових асоціацій, панували в архее, до безперервним по кремнекіслотності з великими обсягами андезитів і, нарешті, до лужним асоціаціям, які практично відсутні в архее. Ця еволюція як в окремих поясах, так і на Землі в цілому відображає загальне зменшення проникності і зростання жорсткості земної кори, що визначає більш високий ступінь диференціації мантійних магматичних розплавів та їх взаємодії з матеріалом земної кори, поглиблення рівня освіти магми і зменшення ступеня плавлення. Сказане вище пов'язано зі зміною внутрішніх параметрів планети, зокрема з загальним зменшенням глобального теплового потоку з її надр, який оцінюється в 3 -- 4 рази меншим, ніж на ранніх етапах розвитку Землі. Відповідно зменшуються і локальні висхідні потоки флюїдів, що виникають в результаті періодичної дегазації надр. Саме вони викликають розігрів окремих областей (рухомих поясів, Рифт тощо) і їх магматичну активність. Ці потоки утворюються в зв'язку з накопиченням на фронті кристалізації зовнішнього рідкого ядра легких компонентів в окремих виступах-пастки, які спливають, утворюючи конвективні струменя.

Ендогенна активність періодична. Вона зумовила наявність великих пульсацій Землі з поперемінним переважанням основного і ультраосновних магматизму, що фіксує розтяг, і вапняно-лужного вулканізму, гранітообразованія і метаморфізму, які фіксують переважання стиснення. Ця періодичність визначає наявність магматичних і тектонічних циклів, які як би накладені на необоротне розвиток Землі.

Де відбуваються вулканічні явища в кайнозої?

Рис. 4.   Будова магматичних вогнищ у геоструктури високої проникності.

Геологічні структури, де утворюються вулканічні породи в наймолодший, кайнозойської, етап розвитку Землі, що почався 67 млн. років тому, знаходяться як в межах океанічних, так і континентальних сегментів Землі. До перших відносяться серединні океанічні хребти і численні вулкани океанічного дна, найбільші з яких утворюють океанічні острови (Ісландія, Гаваї і ін). Усім їм властива обстановка високої проникності земної кори (рис. 4). На континентах в аналогічній обстановці вивергаються вулкани, пов'язані з великими зонами розтягування - континентальними Рифт (Східно-Африканський, Байкальський та ін.) У обстановках переважного стиснення виникає вулканізм в гірських спорудах, що представляють собою в даний час активні внутрішньоконтинентальні рухливі пояси (Кавказ, Карпати та ін.) Своєрідні рухливі пояси на околицях континентів (так звані активні околиці). Вони розвинені переважно по периферії Тихого океану, причому в західній його околиці в них, як і в древніх рухомих поясах, поєднуються зони переважного стиснення - острівні дуги (Курило-Камчатська, Тонга, Алеутських тощо) і зони інтенсивного розтягування - тилові окраїнні моря (Японське, Філіппінське, Коралове та ін.) У рухливих поясах східної окраїни Тихого океану розтягування менш значно. На краю Американського континенту знаходяться гірські ланцюги

(Анди, Кордильєри), що є аналогами острівних дуг, в тилу яких розташовані континентальні депресії - аналоги окраїнних морів, де панує обстановка розтягування. В умовах високої проникності, як завжди в історії Землі, виливаються мантійні розплави, причому в океанічних структурах вони мають переважно нормальної лужністю, а в континентальних -- підвищеною і високою. У обстановках переважного стиснення на континентальній корі, крім мантійних, широко поширені породи змішаного мантійних-корову (андезити) і корову (деякі кислі ефузивних породах і граніти) походження (мал. 5).

Рис. 5.   Будова магматичних вогнищ   в геоструктури низької проникності.

Якщо врахувати особливості сучасного етапу розвитку Землі, до яких відносяться висока інтенсивність процесу формування океанів і широкий розвиток рифтових зон на континентах, то стає зрозуміло, що в кайнозойської етап розвитку переважає розтягування і, як наслідок, широко поширений пов'язаний з ним мантійних, переважно базальтовий вулканізм , Особливо інтенсивний в океанах.

Як процеси вулканізму перетворюють земну кору

Ще на початку минулого століття було помічено, що гірські породи утворюють закономірно повторюються асоціації, що одержали назву геологічних формацій , Більш тісно пов'язаних з геологічними структурами, ніж окремі породи. Ряди формацій, які змінюють один одного в часі, отримали назву тимчасові, а що змінюють один одного в просторі - латеральних формаційних рядів . Спільно вони дають можливість розшифрувати основні етапи розвитку геологічних структур і є важливими індикаторами при відновленні геологічних обстановок минулого [2]. Вулканогенні формації, що включають у себе вулканічні породи, продукти їх перемиваючи і перевідкладеного, а нерідко й осадові породи, зручніше використовувати для зазначених цілей, ніж інтрузивні, оскільки вони є членами шаруватих розрізів, що дозволяє точно визначити час їх формування.

Існує два типи рядів вулканогенних формацій. Перший, званий гомодромним , Починається основними породами -- базальтами, змінюючись формаціями з поступово зростаючими обсягами середніх і кислих порід. Другий ряд - антідромний , починається з формацій переважно кислого складу з зростанням ролі основного вулканізму до кінця ряду [6]. Перший, таким чином, пов'язаний з мантійних вулканізмом і з високою проникністю кори, і лише в міру зменшення проникності і прогріву кори глибинним теплом остання починає брати участь у магмообразованіі. Антідромний ряд властивий геологічним структурам з потужною, слабо проникною континентальної корою, коли утруднений безпосереднє проникнення на поверхню мантійних розплавів. Вони взаємодіють з матеріалом земної кори тим інтенсивніше, чим вона більше прогрівається. Базальтові формації з'являються лише згодом, коли кора розтріскується під натиском мантійних магми.

Гомодромние ряди вулканічних формацій властивий океанах і геосинклінальних рухомим поясів і відображають відповідно формування океанічної і континентальної земної кори. Антідромние ряди характерні для структур, закладаються на прогрітою після попереднього циклу магматизму континентальної корі. Характерними прикладами є окраїнні моря та континентальні Рифт, виникають безпосередньо після орогенезу (епіорогенние Рифт). У них з початку магматичних циклів виникають мантійних-корови та корови породи середнього і кислого складу, змінюючись основними у міру руйнування (деструкції) континентальної кори. У випадку якщо цей процес заходить досить далеко, як, наприклад, в окраїнних морях, то континентальна кора в результаті складного комплексу процесів, що включають розтягування, змінюється океанічної [5].

Найбільш різноманітними і різноспрямованими є процеси перетворення кори в довгостроково розвиваються рухомих поясах геосинклінального типу, вельми різнорідних по вхідних в них структурам. У них присутні структури і з режимом розтягування, і з режимом стиснення, та тип перетворення кори залежить від домінування тих чи інших процесів. Однак панують, як правило, процеси формування нової континентальної кори, яка приєднується до раніше освіченою, збільшуючи її площа. Але це відбувається аж ніяк не завжди, тому як, не дивлячись на величезні площі, які займає рухомими поясами різного віку, переважна частина континентальної кори має архейської вік. Отже, і в межах рухомих поясів відбувалося руйнування вже сформованої континентальної кори. Про це свідчить і зрізання структур околиць континентів океанічної корою.

Висновки

1. Вулканізм відображає еволюцію Землі протягом її геологічної історії. Незворотність розвитку Землі   виражається в зникненні або різкому зменшенні обсягів одних типів порід (наприклад, коматітов) поряд з появою або збільшенням обсягів інших (наприклад, лужних порід). Загальна тенденція еволюції свідчить про поступове загасання глибинної (ендогенної) активності Землі і збільшенні процесів переробки континентальної кори при магмообразованіі.

2. Вулканізм - індикатор геодинамічних обстановок розтягування і переважного стиснення, що існують на Землі. Тіпоморфним для перших є мантійних вулканізм, для другого - мантійних-корови та корови.

3. Вулканізм відображає наявність циклічності на тлі загального незворотного розвитку Землі. Циклічність визначає повторюваність формаційних рядів в одній окремо взятої і в різночасних, але однотипних геологічних структурах.

4. Еволюція вулканізму в геоструктури Землі є індикатором формування земної кори і її руйнування (деструкції). Ці два процеси безперервно перетворять земну кору, здійснюючи обмін речовиною між твердими оболонками Землі -- корою і мантією.

Список літератури

Богатиков О.А., Пухтель І.С., Самсонов А.В. та ін Найдавніші гірські породи СРСР, особливості їх складу та генезису. В кн.: Кристалічна кора в просторі і часу. Магматизм. М.: Наука, 1989. С. 101 - 110.

Кузнєцов Ю.А. Головні типи магматичних формацій. Новосибирск: Наука 1989. 393 с.

Маракушев А.А. Петрографія. М.: Изд-во МГУ, 1993. 323 с.

Тейлор С.Р., Мак-Ленна С.М. Континентальна кора, її склад і еволюція. М.: Мир, 1988. 376 с.

Фролова Т.І., Перчук Л.Л., Бурікова І.А. Магматизм і перетворення земної кори активних околиць. М.: Недра, 1989. 261 с.

Фролова Т.І. Гомодромная і антідромная послідовність магматизму і земна кора// Вісник МГУ. Сер. 4. 1991. N1. С. 3 - 19.