ГИПОТЕЗА ПОДКОРОВЫХ КОНВЕКЦИОННЫХ ТЕЧЕНИЙ

Тектонические движения, происходящие в верхних частях земной коры, являются отголосками грандиозных и во многом еще невыясненных процессов, протекающих в мантии и ядре Земли, где находятся источники эндогенной энергии.

Д.Джоли в 1924 г. впервые высказал мысль о влиянии тепла радиоактивного распада элементов на тектонические движения. Д.Джоли считал, что радиоактивное тепло, накапливаясь, нагревает основание континентов, базальт плавится и материки в него погружаются, что приводит к трансгрессиям. В дальнейшем базальт плавится и под океанами, континентальные глыбы скользят по нему к западу под влиянием приливных сил Солнца и Луны. Далее континенты вновь остывают и поднимаются, вызывая складчатость. Континенты занимают места океанов и наоборот. Гипотеза Д.Джо-ли не выдерживает критики, в частности, из-за того, что гранит должен расплавиться раньше базальта.
А.Холмс в 1929 г. предположил, что неравномерное распределение подкорового радиогенного тепла порождает в мантии систему конвекционных течений. Эти восходящие течения вызывают разрыв континентов, их дробление и образование новых океанов. На границе континентов и океанов происходит, наоборот, нисходящее в мантию течение (рис. 84). Эта гипо-Рис. 84. Конвекционные течения в мантии (по Г.У.Менарду, 1966). теза подкоровых конвекционных тече-Заимствовано у М.М.Судо, 1981: А - образование рифтов на гребне в нии нащла подтверждение В более ПО-местах растяжений; перемещение блоков коры между зонами разло- здних построениях новой глобальной мов на флангах; Б - образование рифтов на флангах; перемещение
блоков коры в стороны, за пределы рифтовых районов, смещения в    тектоники. Она впоследствии уточня-
зоне гребня меньшего масштаба, чем смещения на флангах              лась, ПО мере ТОГО как ВЫЯВЛЯЛОСЬ бо-
"г              -¦-.¦¦¦-.¦'•¦    лее СЛОЖНое строение мантии. Так,
$.Краус предположил существование двух систем течений в мантии - поверхностной и глубинной. В последнее время накопились новые данные изучения внутренних сфер Земли - мантии и IJtpa, что привело к разработке гипотезы плюмов и горячих полей.
ГИПОТЕЗА ПЛЮМОВ И ГОРЯЧИХ ПОЛЕЙ
Мантийные плюмы (или просто плюмы) представляют собой сравнительно узкие колонны разогретого вещества, поднимающиеся из глубоких слоев мантии. Плюмы, скорее всего, зарождаются на глубине не менее 700 км (Сейферт, 1991). По некоторым оценкам диаметр их составляет от 100 до 240 км, а скорость подъема 2 м/год. Плюмы порождают купола диаметром до 1000 км, центральные участки которых возвышаются на 1-2 км над окружающей местностью.
Горячие точки определяются как участки земной поверхности с необычно высокой вулканической активностью в настоящее время или проявлявшейся в прошлом. Иногда под горячей точкой понимают участок внутри мантии, температура которого выше средней температуры на этой глубине. Есть и такие геологи, которые используют термины горячая точка и плюм как синонимы. Существование горячей точки устанавливается непосредственно из наблюдений за вулканической активностью рассматриваемой области, тогда как вывод о существовании плюмов - результат интерпретации, и прямое наблюдение недоступно.

Плюмы встречаются как внутри плит, так и на дивергентных (раздвигающихся) границах между плитами. Примером внутриплитного расположения в океанической области служит плюм под островом Гавайи. Плюм этого типа порождает внутриплитную горячую точку, или горячую точку гавайского типа. Примером плюма, расположенного на дивергентной границе плит, является плюм под Исландией. Плюмы такого типа порождают срединно-океанические горячие точки или горячие точки исландского типа.
Причины поднятия плюмов. Плюмы поднимаются из глубоких слоев мантии, так как их вещество легче окружающих пород, а вязкость этих пород достаточно мала, чтобы в мантии стал возможным режим течения. Они ведут себя как пластическое твердое тело (возможно, частично расплавленное) и поднимаются подобно соляным диапирам. Вязкость вещества мантии в плюмах порядка 1019 пуаз. Поднимаясь, вещество плюма подвергается внутренним деформациям, что порождает очень характерную структуру. Для ксенолитов мантии в вулканических породах, излившихся в горячих точках, типична деформационная структура, которая вызвана пластическим течением при подъеме мантийного диапира (плюма).:
Уменьшение давления в веществе плюма приводит к росту содержания в нем расплава, что в еще большей степени способствует подъему плюма. Этим же объясняется повышенная вулканическая активность в районах горячих точек, в основе которой лежит механизм дифференциации вещества плюма: более легкая расплавленная фаза отделяется от твердого остатка.
В жидком внешнем ядре и в мантии происходит конвекция вещества и образуется сложная система конвекционных потоков.
По данным Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина (1994), различают два типа моделей тепловой гравитационной конвекции. Согласно первому, предполагается конвекция по всей толщине мантии от литосферы (30-100 км) до границы между ядром и мантией (2890 км). В другом типе пред-1|олагается, что конвекция происходит в двух слоях (в верхней и нижней мантии) и на границе их раздела отсутствует существенный массоперенос.
Мантийные плюмы, по мнению Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, могут зарождаться на трех уровнях: в верхней мантии, в частности при плавлении субдуцировавшей плиты; на границе верхней и нижней мантии на глубине 670 км; на границе нижняя мантия - ядро. Природа этих плюмов может быть либо чисто тепловая (при плавлении окружающего субстрата), либо чисто химическая (при различии в плотности между веществом плюма и окружающим массивом), либо совместно и тепловая, и химическая (при частичном плавлении окружающего вещества).
Наиболее ярким проявлением горячей точки поверхности Земли можно считать Гавайские острова, представляющие с современными извержениями вулканов завершающее звено Гавайской и Императорской цепи, в которой извержения вулканов удревняются по возрасту от 0 до 42 млн. лет в Гавайской и от 43 до 70 млн. лет в Императорской. Эти цепи вулканических островов с закономерно изменяющимся возрастом однозначно трактуются как след движения Тихоокеанской плиты над Гавайской горячей точкой, существующей уже более 70 млн. лет.
Другим важным примером проявления мантийных плюмов являются кимберлитовые поля.
Продолжительность активности современных и существующих в мезозое плюмов составляет от 15 до 90 млн. лет. Например, возраст кимберлитовых полей в Южной Африке, отражающих, вероятно, след движения Африканской плиты над двумя горячими точками, датируется 200-110 и 100-70 млн. лет. Во временном и пространственном расположении горячих точек в течение мезозоя наблюдаются определенные закономерности и аналогии с поведением солнечных пятен: горячие точки локализованы в средних широтах 40±15° на Земле и 30±10° на Солнце; новые горячие точки появляются в высоких широтах в обоих полушариях и мигрируют по направлению к экватору, после чего начинается новый цикл и сильно меняется магнитное поле. На Земле продолжительность такого цикла 90 или 180 млн. лет, на Солнце - 11 лет. Короткие периоды и более правильное распределение пятен на Солнце - не единственное отличие глубинной циркуляции на

Земле и на Солнце, определяемое различием вещества газообразного Солнца и высоковязкой мантии Земли, хотя многие подобия просто поразительны. Возникновение солнечных пятен и их миграция к экватору во многом определяются силами Кориолиса, наибольшими в высоких широтах и исчезающими на экваторе. Если исходить из аналогии с солнечными пятнами, то проявление сил Кориолиса возможно в относительно маловязком жидком ядре. Это, в свою очередь, указывает на то, что областью возникновения горячих точек может быть граница ядро - мантия Земли.
Плюмы и многослойная или единая конвекция в мантии являются не альтернативными, а сочетаются в разной степени в различные периоды жизни Земли, причем регулятором может выступать интенсивность мантийных плюмов: в период их максимальной интенсивности (например, в период мелового "суперплюма"), по выражению Р.Ларсона, преобладает общая конвекция, в период их минимума более отчетливо проявляется многослойная конвекция, и в целом конвекция в Земле является неустойчивой, нестационарной?1"'-
По мнению Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, вероятным важнейшим регулятором внутрен* них движений в Земле, во всяком случае, в течение последних 2 млрд. лет ее истории, становятся периодические мантийные плюмы, возникающие на границе ядро - нижняя мантия. Их отделение от ядра в процессе конвекции и накопление в слое D может рождать гравитационную неустойчивость, т.е. отрыв струй и капель малоплотного вещества, обогащенного флюидом (рис. 85). В любом случае мантийные плюмы, рожденные на границе ядро - мантия и, вероятно, обогащенные

водородом, останавливаются или модифицируются на границе верхняя — нижняя мантия (около 670 км).
Асейсмичные хребты. Асейсмич-
ный хребет (известный также как след
плюма) представляет собой прямолинейную цепь вулканических островов, гайо-
тов и(или) подводных поднятий. От островных дуг такие хребты отличаются
тем, что имеют не дугообразную форму:
Рис. 85. Разрез земного шара по экватору через Тихий океан. Показан слой D и быстро поднимающийся от него плюм, который
острова, гайоты и подводные поднятия в них расположены примерно по прямой линии. На самом деле они располагаются
пересекает конвективные потоки мантии (Зоненшайн, Кузьмин, ВД°ЛЬ малых КРУГОВ С центром В ПОЛЮСе 1993). (Заимствовано у Н.Л.Добрецова и А.Г.Кирдяшкина, 1994) спрединга, но радиусы их настолько велики, что они имеют вид прямых линий.
Асейсмичные хребты образуются при движении плиты над плюмом. Плюм, расположенный внутри плиты (например, под островом Гавайи), порождает отходящий от него единственный асейсмичный хребет, примером которого является Гавайско-Императорская цепь подводных гор.
Плюм, расположенный под срединно-океаническим хребтом, порождает два или три отходящих от него асейсмичных хребта. Хорошим примером такой ситуации служит Исландия. От нее отходят широкий асейсмичный хребет северо-западного простирания в сторону Гренландии и второй тоже широкий асейсмичный хребет юго-западного простирания в сторону Шетландских островов (к северо-востоку от Шотландии). Плюм, приуроченный к сочленению трех срединно-океа-нических хребтов, может быть родоначальником трех отходящих от него асейсмичных хребтов.
Плюмы первого и второго порядка. Изучение простираний континентальных окраин (изобата 2000 м) в Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом океанах, Мексиканском заливе и Карибском море показало, что изменения их среднего направления можно разделить на сильные и слабые. Сильные изменения направлений в среднем составляют около 61°, и именно к ним приурочены плюмы первого порядка. Расстояние между плюмами первого порядка колеблются от 450

до 2200 км и в среднем составляет около 1700 км. Как правило, здесь располагаются хорошо развитые асейсмичные хребты, соединяющие современное положение плюма (обычно на срединно-Океаническом хребте) с тем местом на континентальной окраине, где он зарождался. Многие, если не все, плюмы первого порядка на начальной стадии своего развития были связаны с авлако-генами, которые пересекают континентальную окраину в месте зарождения плюма.
Слабые изменения в ориентировке континентальной окраины составляют в среднем около 29°, и к ним приурочены плюмы второго порядка. Обычно между каждой парой плюмов первого дорядка имеется два-три плюма второго порядка, расположенных в среднем на расстоянии 565 км друг от друга. Большинство плюмов второго порядка также имеют асейсмичные хребты (следы плюма), связывающие их современное положение (на срединно-океаническом хребте) с местом зарождения плюма на континентальной окраине. Однако они менее развиты, чем асейсмичные хребты плюмов первого порядка.
¦ Геологические проявления мантийных плюмов. Как указывалось, различают три возможных типа плюмов: пришедшие от границы ядро - мантия с глубины 2900 км, от границы верхняя -нижняя мантия с глубины 660 км и от границы субдуктируемой плиты в тыловой части зон субдук-ции с глубин 100-300 км.

Эти плюмы имеют разные масштабы процесса, прежде всего длину и время своего подъема. Время подъема для нижне- и верхнемантийных тепловых плюмов 0,5-5 млн. лет. Столь малое время подъема, возможно, является предельным; при более сложных условиях плавле^ ния оно может быть и больше. Но именно малое время может объяснить кажущуюся неподвижность горячей точки и независимость движения плюмов относительно движущихся литосферных плит. Периодичность мантийных инверсий и геологических процессов, связанная с мантийными плюмами порядка 30 или 15 млн. лет, также свидетельствует в пользу короткого времени (менее 5 млн. лет) подъема мантийных плюмов. Независимый анализ проявления важнейших геологических событий за последние 250 млн. лет выявил главную периодичность в 26,6 млн. лет, что с учетом погрешности можно принять равной 30 млн. лет. Здесь важно отметить, что периодичность плюмов ^15^30 млн. лет возможна лишь при времени подъема, равном или меньше 5 млн. лег фщтшamp;щхщ _*.*- Связь интенсивности мантийных плюмов с инверсией мантийного поля, а также аналогия в возникновении и периодической миграции к экватору солнечных пятен и "горячих точек" Земли свидетельствуют в пользу зарождения большинства горячих точек на границе ядро — мантия, дтйд
Основной рисунок складчатых поясов составляют фрагменты субдукционно-аккреционных и аккреционно-коллизионных комплексов, которые цементируют блоки кратонов, микроконтинентов и зрелых островных дуг. В свою очередь, пояса пронизаны коллизионными и постколлизионными гранитами и перекрыты крупными постколлизионными осадочными бассейнами, такими, как Западно-Сибирский. Аналогично этому, крупные кратоны покрыты осадочным чехлом, в том числе в форме крупных осадочных бассейнов, и разбиты молодыми и древними (авлакогенными)
рифтами. ?1ШИЕН«^ШОда»Ж»С .Ш0-У^--г ; ¦ ¦-gt;. .^а.
,,.? В этой исключительно сложной структуре уже давно удалось подметить закономерную повторяемость основных элементов (структурно-формационных комплексов) в пространстве и во времени. В "геосинклинальной" терминологии эти комплексы относятся к начальной, ранней, средней, поздней и завершающей стадиям эволюции геосинклинали или складчатого пояса. Уже давно эти стадии помогли систематизировать позицию рудных месторождений (Ю.А.Билибин, 1955). Хотя трактовка названных стадий с точки зрения тектоники плит существенно изменилась, само деление на стадии и большинство относимых к ним комплексов сохранило свое значение. Попытаемся дать новую трактовку этим стадиям с учетом проведенного моделирования.
Начальную стадию, сравниваемую с первой стадией геосинклинального развития, следует понимать как стадию раздвижения континентов и открытия океанов. Эта стадия в настоящее время наблюдается в Красном море, Аденском заливе и прилегающей части Индийского океана, а также в Северной Атлантике (особенно к сейеру от Исландии). Основные процессы, этой стадий

периокеанический рифтинг, спрединг в океанических желобах краёв континента и формирование пассивной окраины с мощными карбонатно-терригенными толщами, переходящими в
глубоководные осадки. Реликты океанических офиолитов (ранней океанической коры и глубоководных осадков океанов) могут сохраниться в субдукционных комплексах. Но лучше сохраняются
осадки и структуры оперяющих рифтов на континентах.
Ранняя стадия (раннеорогенная по геосинклинальной теории) характеризуется образованием хотя бы с одной стороны сформировавшегося океана зон субдукции, сначала в виде островных дуг, которые могут смениться затем обстановкой активной континентальной окраины. Образование зон субдукции означает, что раздвижение континентов замедлилось, или остановилось, частично сменилось на другой вектор движения, а спрединг и движение океанических плит продолжается. В эту стадию образуются и затем сохраняются фрагменты офиолитов (чаще офиолиты окраинных морей, или надсубдукционные), островных дуг, субдукционно-аккреционные комплексы, осадочные террейны окраинных морей и пассивных окраин. Отличие последних от осадочных формаций предыдущей стадии может быть затруднительным. Наряду с формированием субдукционных зон, на другой окраине могут продолжать формироваться осадки пассивных окраин и оперяющих рифтов.
-Л Длительность первых двух стадий может быть различной. Первая стадия, еще не закончив
шаяся в Северной Атлантике и северной части Индийского океана, продолжается более 100 млн.
лет. Существование островных дуг, сменяющихся активными окраинами или наоборот, фиксиру
ется в обрамлении Тихого океана и северо-восточной части Индийского океана более 150 млн.
лет. Таким образом, первые две стадии могут достигать 250 млн.лет, хотя реставрируются корот-
коживущие океанические бассейны (Мезо-Тетис, Неотетис, Монголо-Охотский), в которых пер
вые две стадии составляют 60-90 млн. лет.
Средняя коллизионная стадия (предорогенная по геосинклинальной теории, называвшаяся
раньше также инверсионной) может протекать в несколько этапов. Они начинаются с коллизии
островных дуг, микроконтинентов между собой или с большим кратоном, сокращением площади
океана и завершаются столкновением континентов и полным закрытием океана. Каждый этап кол
лизии может быть относительно кратковременным (10-15 млн. лет, см. ниже), но в целом охваты
вать интервал около 60-90 млн. лет. Например, закрытие рифейско-вендского Палеоазиатского
океана (и ранней Палеопацифики) началось в середине раннего кембрия, а закончилось в среднем
ордовике (530-440 млн. лет). Закрытие Герцинского океана началось в позднем девоне, закончи
лось в середине карбона (360-300 млн. лет). Эти стадии маркируются олистостромами, пиками
глаукофанового метаморфизма, морскими молассами, внедрением гранитов, образованием ранних
куполов.
Поздняя (постколлизионная) стадия (собственно орогенная) начинается массовым внедрением позднеколлизионных гранитов и формированием гранито-гнейсовых куполов и сопровождается формированием континентальных, часто вулканогенных мо-лассовых прогибов. Граница ее с предыдущей стадией не всегда отчетливая. Например, для гер-цинской стадии Палеоазиатского океана она охватывает средний карбон-пермь (300-240 млн. лет), местами продолжается до раннего триаса, а в ордовике выражена менее отчетливо.
Наконец, заключительная стадия характеризуется отсутствием вулканизма (проявлением только даек) или появлением ареалов щелочного или бимодального базальт-щелочного вулканизма, связанного с горячими точками. В это время формируются крупные постколлизионные бассейны озерного или мелководного морского происхождения, наложенные на предыдущие молассы, вулканические прогибы и рифты, такие, как Западно-Сибирский или Джунгарский, Таримский бассейны, содержащие крупные резервуары нефти и газа. Главная стадия формирования названных бассейнов охватывает юру-мел, т.е. около 150 млн. лет, но фактически продолжается до настоящего времени (более 200 млн. лет). На древних платформах известны и более длительные пе-

риоды формирования таких бассейнов (Белт, Аделаида в Австралии - более 400 млн.лет; рифейс-
кие бассейны Сибирской платформы - более 300 млн. лет) (Зоненшайн, Кузьмин, 1993). Подоб
ные оценки (150-300 млн. лет) получены выше путем теоретического моделирования. .,*
Подобная последовательность стадий характерна для относительно молодых поясов, начиная с рубежа 1800-2000 млн. лет. Более древние пояса обнаруживают специфичность в своем развитии. Длительность отдельных процессов может быть различной. Длительный процесс продолжительностью до сотен миллионов лет характеризует формирование осадочных бассейнов, метаморфизм погребения, островодужный магматизм, а также коллизионные стадии горообразования и метаморфизма (при эрозионной модели подъема). Быстрые процессы (длительностью первые миллионы до десяти млн. лет) включают нормальную коллизию и метаморфизм прогрессивной и особенно регрессивной стадии, связанный с возможностью тектонической транспортировки блоков метаморфических пород.
Многочисленные оценки известны для формирования осадочных бассейнов и метаморфизма погребения под толщей накапливающихся осадков. Принимая среднюю скорость накопления осадков 0,005-0,01 см/год (Ревердатто и др., 1995) и вероятную мощность осадков 20 км, мы получим время погружения (=максимальное время метаморфизма) 40-20 млн. лет (в среднем 30 млн. лет). Более длительное время означает перерывы в осадконакоплении или другие осложнения. Напротив, наличие стресса, приводящее к надвигам, может заметно сократить это время. "Мгновенное" (в геологическом смысле lt; 1 млн. лет) погружение под мощными надвигами и последующее медленное нагревание длительностью около 15-20 млн. лет в целом дают 15-20 млн. лет для прогрессивной стадии зонального коллизионного метаморфизма. Такая же оценка времени будет, видимо, справедлива и для эволюционной кривой погружения и нагревания.
В последние годы обнаружены новые удивительные корреляции глобальных геологических событий, которые позволяют сделать вывод, что первопричиной всех периодических эндогенных явлений, коррелирующих с глобальными изменениями климата, действительно, может быть пуль-сационное отделение от границы ядро - мантия порций мантийных плюмов. Наиболее известен меловой "мегахрон", когда в интервале 124-84 млн. лет не было вообще инверсий магнитного поля, чему соответствует общий максимум мантийного магматизма; все это коррелируется с меловым длительным периодом теплого климата на Земле.
Происхождение плюмов. Среди гипотез, объясняющих происхождение мантийных плюмов, можно отметить гипотезы избыточного разогрева за счет концентрации теплогенерирующих элементов в мантии, удара крупного метеорита и повторной активизации восходящего потока вещества мантии на месте ранее существовавшего плюма.
Диагностические признаки плюмов. Ниже мы перечислим признаки, которые позволяют определить местоположение активного плюма.
1» Плюмы располагаются под районами современного вулканизма или вблизи них. Однако вулканическая активность связана также с зонами субдукции и авлакогенами; кроме того, она мо» жет иметь место на асейсмичном хребте (следе плюма) за тысячи километров от самого плюма.

Вулканические породы, образованные непосредственно над плюмом, представлены, как
правило, толеитовыми базальтами. Для толеитов, образованных над плюмом в Исландии, характерно необычно низкое (47%) содержание SiO? и довольно высокое (0,4%) содержание К2О.
Плюмы под срединно-океаническими хребтами дивергентных границ плит обычно приурочены к тем местам, где хребет существенно меняет направление своего простирания. Угол между двумя сегментами хребта, пересекающимися над плюмом, составляет 115-155°. Объясняется это тем, что разломы, развитые поверх плюмов, обычно пересекаются под этими углами,
именно они, по-видимому, направляли развитие срединно-океанических хребтов.
Авлакогены пересекаются с плюмами во время их зарождения. Поэтому плюм может находиться под хребтом рядом с пересечением авлакогена и континентальной окраины.

Возраст вулканов асейсмичных хребтов (следов плюма) последовательно увеличивается по
мере удаления от плюма. Такая закономерность хорошо прослеживается на вулканах Гавайско-
Императорской цепи подводных гор. .,
Над плюмами часто регистрируются обширные гравитационные максимумы.
Океаническая кора над плюмами толще, чем в других областях. Например, мощность коры
в центральной Исландии равна примерно 14 км, тогда как типичная для океанической коры мощ-г
ность (если не считать осадков) составляет около 6 км.

§. Геотермические градиенты над плюмами выше, чем в других областях. В определенном смысле это является как следствием, так и причиной повышенной вулканической активности над нлюмом. В Исландии температура в основании коры (на глубине 14 км) равна приблизительна 1000°С. Следовательно, средний геотермический градиент в этой области составляет 71°С/км, т.е. более чем вдвое превышает нормальную величину 30°С/км.
9. Плюмы часто находятся вблизи районов, где срединно-океанический хребет смещается -рфупными трансформными разломами.

<< |

↑

Источник: В.М.Подобина, С.А.Родыгин. ИСТОРИЧЕСКАЯ ГЕОЛОГИЯ. 2000

Еще по теме ГИПОТЕЗА ПОДКОРОВЫХ КОНВЕКЦИОННЫХ ТЕЧЕНИЙ:

- Историческая геология, палеонтология - Геодезия - Геология -