Формирование осадочного слоя земной коры достаточно сложный, но лучше всего изученный процесс. Поскольку он составляет основу того, что названо каменной летописью Земли и природы в целом, расшифровкой его структуры и истории развития занимались геологи разных специализаций; это производилось в процессе проведения геологической съемки, стратиграфических, геохронологических и литологических исследований, сборов палеонтологических остатков. При изучении осадочного слоя хорошо видна последовательность образования его толщ; более молодые располагаются в верхней части стратиграфического разреза. Именно осадочные горные породы содержат палеонтологические остатки, которые позволяют датировать их возраст и частично расшифровывать физико-географические обстановки времени своего образования. Все это позволяет считать данную группу горных пород наиболее информативными телами земной коры.
Несколько слов о вещественном составе осадочного слоя литосферы. По данным А.П. Лисицына, в Мировой океан сносится 84% обломочного и глинистого материала, 9% вулканогенного, 7% биогенного. Близкий состав имеет осадочная оболочка земной коры, в которой по А.Б. /О.Б./ Ронову и В.Е. /В.Ю./ Хаину обломочные и глинистые образования составляют 65,5%, карбонатные 17,7%, вулканогенные 15,8% и соленосные (эвапоритовые) 1%. Общая схема деления осадочных горных пород предполагает разделение их на обломочные (грубообломочные, песчаные и алевритовые, или пылеватые), глинистые, хемогенные (главным образом, карбонатные, кремнистые, хлоридные и сульфатные) и органогенные. Последние представлены преимущественно карбонатными и кремнистыми породами, но для которых доказано органическое (биогенное) происхождение.
Условия образования разных групп осадочных горных пород могут существенно отличаться. Если обломочные породы являются продуктами разрушения, перенесения и накопления более древних образований земной коры, то хемогенные формируются в результате выпадения в осадок определенных, растворенных в воде компонентов. Соответственно биогенные породы – продукт жизнедеятельности животных и растительных организмов. Для получения других общих сведений об осадочной оболочке земной коры нужно добавить, что мощность ее на материковых площадях достигает на отдельных участках 20 км и более. В местах выхода на поверхность кристаллических пород фундамента она отсутствует. А в океанах составляет порядка 4-10 км.
В числе главнейших литологических комплексов, слагающих наиболее выразительные образования осадочного слоя земной коры, необходимо упомянуть следующие. Карбонатные отложения (известняки, доломиты, писчий мел, мергели, мрамора), роль которых в датировке осадочных толщ особенно велика. Их накопление происходит в определенных тектонических и палеогеографических обстановках: невысокие темпы прогибаний, обычно морские мелководные бассейны, теплый климат и отсутствие или незначительное поступления сюда обломочного материала. Поскольку большинство карбонатных пород фанерозоя имеет биогенное происхождение, они являются важным индикатором историко-геологических обстановок.
Эволюция карбонатонакопления проявлена постепенным возрастанием органогенного фактора при снижении хемогенного, преобладанием доломитов в более древних толщах при снижении известняков. Породообразующая роль разных организмов в карбонатах также меняется во времени: в палеозое преобладали фузулиниды, в мелу – кокколитофориды. В кайнозое – нуммулиты и мшанки, в современных карбонатных илах – фораминиферы, а в рифах – шестилучевые кораллы. В накоплении карбонатов прослеживается периодическое их сокращение и возрастание. Рост карбонатной седиментации отмечался в венде-кембрии, среднем-позднем палеозое, позднем мезозое. Для нее характерно также эпизодичное скачкообразное площадное перемещение или перераспределение, фиксирующее структурно-геологические перестройки.
Очень интересной с историко-геологической точки зрения является накопление угленосных отложений. Это преимущественно континентальные или прибрежные образования, фиксирующие определенные климатические и тектонические режимы. Гумусовые угли начинают накопляться лишь с девонского периода (среднего палеозоя), когда растительные остатки становятся важным породообразующим фактором. Процесс угленакопления развивался весьма неравномерно во времени. Так, в позднем палеозое (средний карбон-пермь) сформировалась почти половина запасов углей; следующий максимум углеобразования имел место в средней юре-мелу. Для угленосных отложений также характерна скачкообразная миграция этого процесса. В среднем карбоне он имел место в Северной Америке и Европе, в перми и мезозое – перемещается в Азию; позднемеловое-кайнозойское угленакопление тяготеет преимущественно к Тихоокеанскому поясу.
В значительных масштабах соленакопление, или формирование выпадающих в осадок преимущественно хлоридных и сульфатных солей, известно лишь в фанерозое. Для галогенеза, как называют этот процесс, также четко проявлена неравномерность накопления во времени, что зависит от определенного сочетания палеогеографических и тектонических причин. В докембрии он почти неизвестен, а в палеозое фиксируется три четко выраженных этапа соленакопления: кембрийский (юг Сибирской платформы, Аравия), девонский (Припятско-Днепровский грабен) и пермский, в течение которого формируются соленосные отложения Прикаспия, Приуралья, Днепровско-Донецкой впадины, Западной Европы и Северной Америки.
Для мезо-кайнозоя характерно рассеянное образование сравнительно небольших соленосных бассейнов в поздней юре и неогене. Необходимыми условиями для галогенеза является аридный климат и своеобразные палеогеографические и тектонические условия (существование изолированных бассейнов, куда поступали испаряющиеся морские воды). В ряде случаев он обусловлен не только выпариванием соленых вод морских бассейнов, но и возможным глубинным поступлением солей, как это предполагается для условий Красноморского рифта.
Морская терригенная или точнее даже глинисто-обломочная седиментация является преобладающим типом осадконакопления, о чем свидетельствуют приводившиеся ранее данные о современных осадках Мирового океана и составе осадочной оболочки земной коры. Она обычно чередуется во времени и пространстве с накоплением карбонатных, вулканогенно-кремнистых, красноцветных и угленосных отложений. Наиболее важным условием терригенной седиментации являются устойчивые поднятия в областях сноса, откуда песчано-глинистый материал поступает в морские и другие бассейны. Продуктами данного осадконакопления является образование флишевых, молассовых и других формаций. Как и для других типов седиментации для терригенных комплексов характерна четко проявленная миграция, знаменующая перемещение соответствующих тектонических режимов. А также периодическое возрастание определенных ее типов; например, флишевых и терригенно-глауконитовых комплексов в мелу-палеогене, плохо сортированных молассовых – в эпохи активного горообразования.
Кремненакопление, или процесс поступления в осадочные толщи кремнезема органического или химического происхождения, также является непременным элементом седиментогенеза на разных стадиях геологической истории. Для раннего докембрия характерно кремнисто-железистое осадконакопление, для палеозоя-мезозоя вулканогенно-кремнистое, проявленное в разных геосинклиналях. Общая эволюция этого процесса идет в направлении возрастания или смены хемогенных кремнистых толщ органогенными, которые резко преобладают в современных бассейнах. В зависимости от состава породообразующих организмов различают осадки диатомовые, кремнево-губковые, радиоляриевые. Накопление кремнезема в бассейнах происходит также за счет поступления сюда продуктов выветривания и в результате вулканической деятельности.
Обширное накопление красноцветных отложений фиксируется со второй половины фанерозоя, хотя достаточно широко они распространены и в докембрийских толщах. Образование их происходило в условиях лагун, дельт, пустынь, предгорных и межгорных впадин, иногда на шельфе изолированных бассейнов. Устанавливается несколько этапов активной красноцветной седиментации: в раннем девоне, позднем карбоне, перми-первой половине триаса, поздней юре-мелу; они чередуются с эпохами почти полного их исчезновения – средний карбон, поздний триас, средняя юра.
Большинство красноцветов образовалось в аридном, засушливом климате, но иногда со значительным сезонным увлажнением. Необходимым условием для их накопления является малое содержание органики (она окисляется), почему они обычно противопоставляются угленосным отложениям. Формирование красноцветов фиксирует обычно климатическую зональность (пояс аридных зон), а также своеобразные тектонические условия, при которых происходит выравнивание рельефа. Для этого типа седиментации также характерна площадная миграция: в палеозое он преобладал в северо-западной части Лавразии, а в мезо-кайнозое на юго-востоке Азии.
Среди общих закономерностей осадконакопления в пространстве и во времени нужно отметить следующее. Прежде всего, эволюционную изменчивость и направленность этого процесса в истории Земли. Она выражается в том, что на разных этапах развития преобладали разные типы осадконакопления, формировались свои преобладающие комплексы. Так, в раннем протерозое широкое распространение получили кремнисто-железистые отложения, в позднем докембрии, палеозое и мезозое – карбонатные, позднем палеозое и мезозое – морские терригенные. В докембрии практически нет соленосных (эвапоритовых) отложений и только с каменноугольного периода появляются мощные угленосные толщи. Это обусловлено своеобразием палеогеографических обстановок и уровнем развития биосферы в разные этапы земной истории.
Наряду с изменчивостью и эволюционной направленностью осадконакопления в глобальном масштабе, можно фиксировать региональную устойчивость его в отдельных подвижных тектонических системах, своеобразная площадная его зональность, что проявлено накоплением на определенных площадях однотипных отложений в течение многих десятков миллионов лет. Примерами подобной устойчивости может быть формирование в течение позднего палеозоя-раннего мезозоя, или почти 150 млн. лет, терригенного верхоянского комплекса на Северо-Востоке, а также угленосных верхнепалеозойских и мезозойских отложений в Евразии, континентальных толщ Гондваны (гондванский комплекс в Индостане, на юге Африки). В среднем палеозое вулканогенно-кремнистые комплексы накоплялись во многих областях Урало-Монгольского пояса, а в девоне-перми карбонаты на востоке Русской плиты.
Региональная устойчивость и своеобразная зональность осадконакопления, обусловленная палеогеографическими, климатическими и тектоническими причинами, может нарушаться эпизодически проявленными площадными перераспределениями однотипного седиментогеназа. Это явление выражается в скачкообразном перемещении определенных типов осадконакопления, что наиболее наглядно иллюстрирует структурно-геологические перестройки, которые уже упоминались при рассмотрении тектонических движений. Их геологическая природа ясна; она вызвана резкой сменой характера и направления перемещения литосферных плит, при котором меняются седиментационно-палеогеографические обстановки.
Нужно привести хотя бы несколько примеров подобных скачков. В среднем палеозое (400-325 млн. лет назад) в пределах Урала, Центральной Европы, Карпатской и Кавказской областей имело место устойчивое прогибание и накопление вулканогенно-кремнистых толщ геосинклинального типа. А на юге Восточно-Европейской платформы, Приверхоянье и ряде областей Центрально-Азиатского пояса тогда же формировались карбонатные толщи. С конца визе и в течение всего позднего палеозоя (325-245 млн. лет) в Урало-Монгольском и Средиземноморском поясах начинаются воздымания, в Верхоянье, депрессиях Европы и Северной Америки накопляются обломочные или угленосные отложения, а в пределах Китайской платформы – карбонатные толщи. В пределах Гондваны, перемещавшейся тогда через Южный полюс, начинается формирование приледниковых комплексов (тиллитов). Новый скачок происходит с конца палеозоя и в течение раннего мезозоя резко сокращаются карбонатные и угленосные комплексы, исчезают ледниковые отложения, возрастает континентальная терригенная седиментация.
Важной особенностью глобального седиментогенеза следует считать появление уникальных формаций в разные этапы геологической истории. Их примерами могут быть кремнисто-железистые формации докембрия, неизвестные в фанерозое, фосфатно-карбонатные накопления позднего докембрия-раннего кембрия, писчий мел (верхний отдел меловой системы), граптолитовые сланцы силура, черные битуминозные глины, формирующиеся в океанах в середине мелового периода. Существование подобных, не повторяющихся ранее и в последующей истории Земли явлений и условий, происходит на фоне периодичности и цикличности осадконакопления и подчеркивает в каком-то отношении необратимый эволюционный характер его развития.
Намечаемая глобальная периодичность осадконакопления, нарушаемая периодически проявленными структурно-геологическими перестройками, усложняется региональной седиментационной цикличностью, наиболее ярким проявлением которой может быть формирование геосинклинальных горно-складчатых сооружений. Смена в подобных подвижных системах геосинклинальных, орогенных и платформенных комплексов проявлена не только в складчатых областях, но и захватывает прилежащие площади платформ. В отдельных случаях можно устанавливать удивительное возрастное совпадение аналогичных седиментационных обстановок в совершенно различных регионах; например, в Донбассе и Верхоянье, в Горном Крыму и на Чукотке и др.
Естественно, что в условиях такого многообразия седиментационно-палеогеографических обстановок, очень трудно сформулировать единый закон периодичности осадконакопления, что в свое время пытались сделать Д.Н. /Д.М./ Соболев, Л.Б. Пустовалов, Н.М. /М.М./ Страхов, Ю.Н. Карогодин и др. Каждое из приведенных выше положений и закономерностей в развитии седиментогенеза могло бы рассматриваться как составная часть такого закона. В действительности же в каждый из таких историко-геологических этапов осадконакопление не оставалось однородным, фиксируя своеобразные скачки и пульсации. Наконец, накопление осадочных толщ, содержащих во многих случаях органические остатки, пригодные для датировки и межрегиональной корреляции соответствующих частей каменной летописи Земли, могут и должны быть положены в основу разработки глобальной схемы историко-геологическойпериодичности.
Общая схема осадконакопления в течение фанерозоя, заимствованная из учебника по исторической геологии, приведена на рис. __. Вместе с тем, при рассмотрении структурно-геологических перестроек и визейского седиментационно-палеогеографического рубежа в частности (см. рис. __) было показано скачкообразное площадное перемещение однотипных формаций, что не находит отражения в общей схеме. То же можно сказать о среднекаменноугольном и среднепермском угленакоплении, площади которых резко отличаются. Естественно, что такое явление должно найти отражение в законе периодичности осадконакопления, если мы не отказались от целесообразности его формулирования.
Рис. __ Схема фанерозойского осадконакопления /Кагарм., обл./
Еще один момент. Существующая в стратиграфии межрегиональная корреляция осуществляется преимущественно на палеонтологическом, или биостратиграфическом принципе. Вместе с тем, приводившиеся данные о структурно-геологических перестройках, которые разделяют региональные однотипные формационные комплексы, позволяют говорить о возможности выделения глобальных литостратиграфических комплексах, примерами которых могут быть средний и верхний палеозой, нижний мезозой, верхний кайнозой и др. Каждый из таких комплексов может разделяться обычно на три более дробных подразделения, примерно отвечающих эпохам разной тектонической подвижности. При этом можно говорить о том, что каждый третий подобный глобальный комплекс обнаруживает определенное сходство. Так, мы можем говорить об определенном сходстве нижнекаледонского (верхний ордовик-силур), нижнемезозойского и начавшего формироваться позднекайнозойского комплексов, в которых резко сокращаются карбонаты, кислые вулканиты и т.д. Именно на таком принципе должен строиться закон глобальной седиментационной периодичности.
Приведенные данные показывают, что в изучении закономерностей глобального осадконакопления остается еще много вопросов, требующих дополнительного изучения. Такая наука как литология, в задачи которой входит рашифровка общих закономерностей осадконакопления, без помощи исторической геологии и геотектоники не справится с такой проблемой.
Магматизм
Магматизм, процессы вулканической деятельности и формирование глубинных магматических тел, играл важную роль в формировании земной коры, в истории развития Земли. Достаточно напомнить, что земная кора материков, включающая вверху осадочный слой, представлена ниже гранитным и базальтовым слоями, являющимися продуктами магматической деятельности. При рассмотрении фанерозойской истории, обращалось внимание на образование на поверхности крупных вулканических скоплений, протяженных вулканических поясов и крупных трапповых полей в Сибире, Индостане, Африке, других местах. Некоторые исследователи с наиболее грандиозными вулканическими извержениями связывали вымирания в органическом мире. Все это требует целенаправленного рассмотрение этих вопросов при анализе историко-геологического развития земной коры.
В процессах магматизма принято различать две основные формы его проявления – поверхностные излияния или выбросы обломочного материала, получившие название вулканизма, и глубинное образование магматических тел, за которым закрепилось название интрузивного процесса, плутонизма. Если вулканиты различаются по составу и форме поверхностных накоплений (вулканический конус, пояс, трапповое поле, плато и др.), то плутоны имеют обычно гранитный состав. В последнее время в эвгеосинклинальных системах принято обособлять т.н. офиолитовые швы, которые принято считать выжатым на поверхность мантийным материалом. Кроме этих основных магматических образований выделяют также разного рода некки, дайки, лакколиты и лополиты. Общее представление о таких телах дает приводимый рисунок __.
Рис. __ Формы залегания магматических пород /Рудько, 2003, с. 64/
Одним из проявлений магматизма, сыгравшим большую роль в формировании земной коры, следует считать вулканизм. Под таким названием понимают процессы излияния на поверхность расплавленной массы литосферы (лавы), которые в ряде случаев сопровождаются выбросами ее затвердевшей части – вулканических пепла, туфов, крупных обломков или бомб. Его результатом бывает формирование отдельных поднятий (гор в форме конуса), вулканических гряд и даже поясов, а также плато. Процессы эти происходят как в наземных условиях, так и в подводных, в том числе на дне океанов. Это может быть относительно спокойное излияние лав, которое наблюдается в Исландии, некоторых районах и островах Атлантического и Тихого океанов. Или оно может сопровождаться взрывами, при которых на поверхность поступает обломочный материал. Иногда такие извержения носят катастрофический характер, примерами чего могут быть взрывы вулканов Тамбера в 1816 г., Кракатау в 1883 г. или Санторин в середине II тысячелетия до н.э., жертвами которых стали десятки тысяч людей.
Работа вулканов детально рассматривается в школьных программах, описана в многочисленной литературе, поэтому здесь трудно сообщить что-то новое. По характеру извержения выделяют насколько типов вулканов, в числе которых гавайский; излияние подвижной лавы происходит здесь почти без взрывов. Везувианский, или плинийский тип извержения наоборот – сопровождаются выбросами большого количества пеплового материала. Пелейский и вулканский типы извержений характеризуются выходом на поверхность вязкой лавы, что также может сопровождаться взрывами. Подчеркивается, что преобладающая часть современных вулканов приурочена к тихоокеанскому побережью Америки и Азии, а также к Средиземноморскому подвижному поясу. В ряде случаев не менее грандиозными могут быть извержения в осевых зонах океанов, в их срединно-океанских хребтах.
Схема историко-геологического деления вулканизма существенно отличается от этой. Выделяют три основных его типа. Один из них получил наименование геосинклинального и проявлен подводными излияниями преимущественно базальтовых, или основных по составу лав. Его современным аналогом может быть вулканизм в осевых зонах океанов или в пределах островных дуг вдоль восточного побережья Азии. Орогенный магматизм развивается на стадии, когда длительные прогибания сменяются воздыманиями, активным горообразованием и складкообразованием. Состав вулканических извержений резко меняется; он преимущественно кислый по составу, близкий к гранитным породам. Вулканизм этот сопровождается внедрением крупных глубинных гранитных тел – интрузий, плутонов. Платформенный вулканизм проявлен преимущественно наземными излияниями лав базальтового состава, которые образуют иногда грандиозные по площади и объему скопления.
Ранее уже отмечалась важная роль вулканических пород в составе осадков Мирового океана (7%) и фанерозойских разрезах материковых площадей (15,8%). Среди других особенностей вулканизма нужно назвать неравномерность проявления этого процесса по площади и во времени, в результате чего на отдельных участках формируются огромные скопления разных типов вулканитов. Их примерами могут быть грандиозные базальтовые (трапповые) плато на севере Сибири, в Индостане, на юге Африки и северо-востоке Южной Америки. Охотско-Чукотский вулканический пояс, являющийся составной частью Восточно-Азиатской их системы, протягивается на 3200 км при ширине его в 100-300 км. Причем, такие гигантские скопления образуются, по представлениям некоторых исследователей, всего за несколько миллионов лет.
Историко-геологические закономерности развития вулканизма аналогичны тем, что мы фиксировали в осадконакоплении. Однотипное его проявление может фиксироваться в определенных подвижных областях в течение многих десятков миллионов лет. Примерами таких случаев может быть геосинклинальный и орогенный вулканизм Средиземноморского и Урало-Монгольского поясов. Но он может быть и весьма кратковременным, как это мы можем устанавливать в конце раннего мела в пределах Охотско-Чукотского пояса или на примере платформенных излияний Сибири, Индостана, Южной Америки. Аналогичный тип вулканизма может скачкообразно перемещаться в другие регионы, фиксируя структурно-геологические перестройки. Или геологически мгновенно менять свой характер в развитии определенных подвижных областей, быть геосинклинальным, орогенным и платформенным (финальным). Для него характерна площадная зональность в определенные интервалы времени.
Следует остановиться еще на одной стороне вулканической деятельности, которую подчеркивал ее большой знаток Е.К. Мархинин (1973). Главное значение в формировании всей земной коры имели продукты вулканических извержений. Он это подтверждает соответствующими расчетами, по которым масштабы сформировавшихся за время жизни Земли вулканитов близки к массе земной коры. Основой всех живущих на Земле организмов служит углерод, а его источник на поверхности – вулканы. Они же поставляли и поставляют сюда воду. Она составляет около 75% от общего количества поступающих на поверхность газов или приблизительно 1% продуктов извержения. Углекислый газ составляет не менее 50% по весу от суммы «активных газов» (0,5% от общей массы этих продуктов). На этом основании он делает вывод, что именно вулканизм обусловил формирование жизни на Земле. И даже заявляет в одной из своих книг, что «Мы – дети вулканов». Если к этому добавить, что области длительного развития вулканизма были местами с устойчивым температурным режимом, то условий для ее зарождения было предостаточно.
Глубинный магматизм чаще всего называют интрузивным; менее распространенным или даже устаревшим названием для этого явления можно считать термин плутонизм. Само внедрение магмы в земную кору, а также затвердевшее под землей магматическое тело, называют интрузией. При интрузивном магматизме магма может не только рождаться на глубине, но и перемещаться там, а также застывать. Процесс этот невозможно наблюдать непосредственно, поэтому о закономерностях пространственно-временного его развития мы можем получить лишь в результате глубинного геологического картирования.
Ранее, при рассмотрении вулканизма, мы говорили о трех основных историко-геологических типах магматизма, которые принято называть геосинклинальным (проявляется при геосинклинальном процессе и аналогом его можно считать вулканизм океанов), орогенном, или горообразовательном, и платформенном. Наиболее разнообразным и выразительным глубинный магматизм бывает при формировании горно-складчатых сооружений; он же формирует наиболее значительные массы таких магматических тел. Его продуктами бывают застывшие на глубине крупные тела гранитов, получившие название плутонов. Или более мелкие, называемые штоками и дайками. Непосредственно наблюдать процесс внедрения гранитной магмы и ее остывание мы не можем, поэтому судим о нем по изучению вышедших на поверхность интрузивных тел в результате длительной денудации. А также по определению абсолютного возраста магматических пород, которые позволяют представить развитие этого процесса во времени.
В чем заключается важность изучения интрузивного магматизма для выявления истории формирования земной коры? Он, прежде всего, рождает ее гранитный слой, что является основой для образования материков. Это очень надежный индикатор тех тектонических режимов, которые принято называть орогенными, или горообразовательными. Возможность точно датировать интрузивные породы изотопными методами позволяет уверенно устанавливать время горообразовательных процессов, а также другие закономерности проявления его во времени. В случае схождения литосферных плит происходит не только «сгребание» накопившихся на дне океанов осадков и формирование горно-складчатых сооружений, но и интенсивные горизонтальные перемещения, которые и обусловливают плавление осадочных пород. Он может при более детальном и целенаправленном изучении объяснить сам механизм перемещения данных блоков литосферы. Застывшие крупные гранитные тела не только консолидируют сформировавшееся горно-складчатое сооружение, но и наращивают материковую земную кору. Наконец, магматизм рождает большое разнообразие магматических горных пород и полезных ископаемых.
Единых представлений о схеме развития магматизма на ранних этапах истории Земли нет. По мнению А.Е. /О.Э./ Михайлова (1990) можно предполагать, что вслед за аккрецией, или конденсацией частиц протопланетного газо-пылевого облака вокруг первичного ядра, произошла вспышка и выделение мощной тепловой энергии, расплавившей верхнюю часть мантии до глубины 600-700 км. Это произошло в интервале времени 4,6-3,8 млрд. лет назад. Х. Гесс образно назвал этот процесс великой катастрофой в истории Земли. Хотя, строго говоря, катастрофы в нынешнем ее понимании не было, так как еще не существовала жизнь.
Формирование «магматического океана» обусловило расслоенность в верхней части литосферы, обособление ультраосновной магмы (мантии перидотитового состава), базальтовой и андезитовой магм, послуживших основой базальтового слоя земной коры. В процессе охлаждения и дифференциации жидкого вещества на земной поверхности обособилась силикатная «накипь» (шлаки), из которых затем образовались гранодиориты и тоналиты, имеющие возраст 3,8-3,2 млрд. лет Породы эти позднее были превращены в так называемые серые гнейсы, которые слагают 70-80% выходов на поверхность гранитно-метаморфического цоколя всех континентов. И только в неогее, или в последние 1,65 млрд. лет, развивается магматизм платформенного, геосинклинального и орогенного типов.
Среди общих закономерностей развития магматизма необходимо отметить большое разнообразие и пространственно-временную сложность его проявления, неоднократно перемещающегося в различные подвижные системы земной коры. В их числе можно назвать многократное площадное перераспределение однотипных тектоно-магматических режимов, что сходно с седиментационно-палеографическими условиями и закономерностями. В областях длительного развития аналогичного магматизма фиксируется неравномерность проявления его во времени, что позволяет обособлять этапы в десятки миллионов лет, более кратковременные магматические эпохи и эпизодически фиксируемые активизации, получившие название тектоно-магматических фаз или рубежей.
Примером однотипного магматизма, развивающегося в течение герцинского орогенеза (325-250 млн. лет), может быть аналогичное и строго одновозрастное его проявление в герцинидах Европы, Кавказа, Урала и др. систем. Инверсия, резкая смена тектонического режима в формирующихся горно-складчатых сооружениях, фиксируется сменой типа магматизма; причем, обычно это происходит синхронно в разных тектонических системах. Примером такого случая может быть визейский тектоно-магматический рубеж, о котором шла речь при рассмотрении развития тектонических движений во времени (см. рис. __). Одновременно в разных тектонических системах Земли может наблюдаться формирование разных типов магматизма – платформенного, геосинклинального и орогенного.
Если для горно-складчатых областей развитие магматизма происходит по более или менее единой схеме, то вулкано-плутонические проявления на разных платформах могут существенно отличаться. На платформенном этапе развития этих структур магматизм для одной их группы не характерен. Это относится к Восточно-Европейской и Северо-Американской платформам. Здесь могут иметь место лишь вулканические проявления, развивающиеся при формировании материковых рифтов. Для другой группы платформ, в числе которых Сибирская, Индостанская, система Китайских платформ, в течение фанерозоя имело место грандиозное накопление траппов в Сибири или на плато Декан, а также процессы тектоно-магматической активизации в позднем мезозое, сопровождаемые формированием наложенных прогибов и впадин (юго-восточная часть Сибирской платформы, Китайские платфомы).
Процессы глубинного магматизма и метаморфизма, а также условия формирования гранитного слоя земли, называемого также гранитно-метаморфическим или гранито-гнейсовым,, еще не в полную меру изучены и поняты. При его рассмотрении следует обратить внимание на одну интересную деталь, которая редко упоминается. Химический состав гранитов и глин очень близок. Такое сходство позволят говорить, что образование гранитной магмы – это результат плавления песчано-глинистых пород, происходящий при перемещении литосферных плит. А не каких-то загадочных и пока не расшифрованных процессов химической дифференциации вещества литосферы. Поэтому, кроме движения литосферных плит по астеносфере, можно предполагать и более сложные смещения, которые называют иногда расслоением земной коры.
В связи с подобным химическим сходством состава глин и гранитов, имеет смысл обратить внимание на такой момент. Еще первые мобилисты, первоначально изучавшие дрейф материков, предполагали, что материковая земная кора движется по мантии. Такая трактовка мобилизма хорошо подтверждается отмеченным ранее сходством состава глин и гранитов. Начавшееся формироваться позднее учение о литосферных плитах, когда уже были известны глубокофокусные землетрясения, наличие волновода в верхних частях мантии, выход мантийного материала в зонах срединно-океаниских хребтов, начали предполагать их перемещение на глубине в первые сотни километров. Отрицать такое явление не следует. Но можно допустить аналогичное и может быть одновременное в каких-то зонах земной коры движение крупных масс осадочных толщ, в основании которых рождался ее гранитный слой. А еще выше в отдельных подвижных областях осадочного слоя земной коры смещались пластины и формировались шарьяжи; их аналоги в Украинских Карпатах называются скибами.