dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod
.pdfГеологическое строение литосферы
|
|
Граувакки группы Гриндлэнд |
|
|
|
Сланцы оз. Ру |
||
|
|
|
|
Рифтон |
|
|
|
Хребет Мери |
|
0.25 |
|
|
циркон |
|
|
|
циркон |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
0.20 |
|
|
|
|
|
|
|
|
0.15 |
|
|
|
|
|
|
|
|
0.10 |
|
|
|
l3 |
0.05 |
|
|
..о |
|
|
|
|
|
|
||
t |
0.05 |
|
|
|
|
|
|
|
о |
|
|
|
|
о |
|
|
|
з: |
О "тТrnпn++~~тТГН~~~~~~ |
з: |
|
|
|
|||
~ |
~ |
O'-п---т1-t-т-t-nгrтot-rr'i'-т-rТ't-r'Гт..,->tLn-m:т-tJНCJ |
||||||
о |
|
|
|
|
8. 0.30 |
г----тт-т-т-----т---,----------, |
||
а. |
0.5 |
|
|
|
||||
~ |
Граувакки группы Гриндлэнд |
Q) |
|
Сланцы горы Гладстоун |
||||
|
|
со |
|
|||||
|
|
, |
, |
|
|
, |
|
|
|
|
i |
i |
Росс |
|
0.25 |
, |
циркон |
|
|
|
, |
|||||
|
|
!! |
циркон |
|
|
, |
|
|
|
0.4 |
|
|
, |
|
|||
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
|
|
|
|
0.20 |
, |
|
||
|
|
, |
, |
|
|
, |
|
|
|
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
0.3 |
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
|
|
, |
, |
|
|
0.15 |
, |
|
|
|
, |
, |
|
|
, |
|
|
|
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
0.2 |
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
, |
, |
|
|
|
, |
|
|
|
|
, |
, |
|
|
0.10 |
, |
|
|
|
, |
, |
|
|
, |
|
|
|
|
, |
|
|
|
|
, |
|
|
|
, |
|
|
|
|
, |
|
|
0.1 |
, |
|
|
|
|
, |
|
|
, |
|
|
|
0.05 |
, |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
о |
500 1000 1500 2000 |
2500 3000 3500 |
|
о |
500 1000 1500 |
2000 2500 3000 3500 |
|
|
|
Возраст, млн лет |
|
|
Возраст, млн лет |
Рис. 7.25. Гистограммы возрастов цирконов из осадочно-метаморфических толщ Гринлэнд, оз. Ру и горы Гладстоун в Новой Зеландии (районы Рифтон, Росс и хребет Мери) [Ire1and, Gibson, 1998], иллюстрирующие
разноп6рядковую периодичность в истории Земли ([Добрецов, 1994а,б; Marиyaтa, Liou, 1998; Rampino, Ca1deira,
1993], а также см. текст).
1994, 1997; Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Добре
цов, Коваленко, 1995; Dobretsov, Kirdyashkin,
1998]. Усиление мантийного плюмового магма
тизма приводит к перестройке движения плит и
периодическому ускорению спрединга, но пос
леднее происходит лишь через 110-120 млн лет
по мере накопления эффекта плюмов. В такие этапы (изменения направления и(или) ускорения движения плит) происходят более частые столк новения в зонах субдукции и возникают перио ды более частой, интенсивной эксгумации пород из глубинных частей зон субдукции, фиксируе мые максимумами эклогит-глаукофансланцевого метаморфизма, а также периодически прекраща ется или ослабевает островодужный вулканизм (см. рис. 7.22, 6). Конечно, эта периодичность ус танавливается как среднестатистический эффект, но имеет глобальные масштабы, что подтверж
дает нижнемантийную природу этой закономер
ности. Однако возможны и отклонения от сред нестатистической закономерности, обусловлен
ные наложением второй периодичности
(110-120 млн лет), нескольких этапов деформа-
ций в одном и том же глаукофансланцевом поясе (см. рис. 7.15), недостаточностью и(или) недосто
верностью изотопных данных и т. д.
Поэтому периодичность, выявленная на рис. 7.22, не может быть случайной. Мантийная
природа ее подтверждается и другими независи
мыми данными, например, максимумами кимбер литового магматизма на Сибирской платформе -
448,396,364,333,305,283,236,185 и 120 млн лет
[Ненашев, 1998], что близко к максимумам на
рис. 7.22, а.
Однако периоды мантийной эволюции че рез 30 и 110-120 млн лет не единственные. В ра боте [Maruyama, Liou, 1998] приводится трех
этапная эволюция конвекции в мантии с макси
мумами 2.7, 1.7 и 0.75 млрд лет, опирающаяся на
цирконовую кривую возрастов [Сопddiе, 1991].
Более детальные данные последних лет, в част
ности, приведенные в работе [Ireland, Gibson, 1998] для цирконов из обломочных толщ Новой Зеландии (рис. 7.25), подтверждают глобальную периодичность -450-500 млн лет, соответствую
щую крупным тектоническим эпохам: каледон-
341
Глава 7
ской-байкальской (450-900 млн лет), гренвильс кой (900-1300 млн лет), паузе 1300-1550 млн лет,
карельской эпохе 1550-2000 млн лет и трем более
ранним эпохам (2000-2500, 2500-2900 и 2900-
3300 млн лет) с неустоявшимися названиями. Уди
вительно, что на кривых рис. 7.24, где проанали
зированы цирконы из одного района(!), хорошо выражены все глобальные эпохи, и внутри каж
дой намечаются 4-7 максимумов с периодами между ними в 11 О или 60 млн лет, как и ниже на
рис. 7.28 (периоды в 30 млн лет не улавливаются при данной разрешающей способности метода).
Другими словами, глобальная периодич
ность геологических процессов имеет несколь
ко порядков, обусловленных многофакторной периодичностью в работе тепловой машины Земли [Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Dobretsov,
Kirdyashkin, 1998; Maruyama, Liou, 1998]. Раз
номасштабные периодические процессы могут
накладываться друг на друга, что вызывает
резонанс и "интерференцию" и возникновение нелинейных эффектов.
Последняя закономерность, требующая кратких комментариев, - необратимая эволю ция Земли и субдукционных процессов в част ности. А. Мияширо [Miyashiro, 1961] со ссыл кой на Де Ровера полагал, что глаукофан, и в особенности лавсонит, приурочены только к мезозойско-кайнозойским поясам, т. е. условия
высоких давлений при низких температурах
начали создаваться только в мезозое в связи с
общим остыванием Земли. Г. Эрнст [Ernst, 1972] добавил, что и ассоциации жадеит + + кварц и метаморфический арагонит также по
явились начиная с мезозоя, и уточнил, что ос
тывание Земли проявлялось в уменьшении гео
термического градиента и утолщении лито
сферных плит и, как следствие, в понижении изотерм в зонах субдукции. В работах [Добре
цов, 1974; Dobretsov, Sobolev, 1984] доказано
широкое распространение ассоциаций с глау
кофаном, лавсонитом, жадеит + кварц в палео
зойских и позднедокембрийских поясах, и
А. Мияширо в последних работах [Miyashiro, 1973, 1987] согласился с этим, хотя и считал, что образование глаукофановых сланцев стало более частым и широко распространенным
явлением в позднем палеозое и мезозое, а ме
ханизм тектоники плит начал действовать со
средн'его протерозоя [Miyashiro, 1987]. Из рис. 7.22, а действительно видно постепенное
уменьшение частоты случаев глаукофанового
метаморфизма от максимального проявления в
мелу до единичных случаев в кембрии и по зднем докембрии.
В последнее время этот вопрос вновь был
поднят [Maruyama, Liou, 1998]. Сопоставляя р
Т-условия палеозойских-мезозойских комплек сов и докембрийских пород (древнее 1 млрд лет,
по данным [Grambling, 1981 ]), С. Маруяма и
Дж. Лиу пришли к выводу, что на рубеже около
750 млн лет произошло ускорение охлаждения
Земли, и новый режим установился .около 540 млн лет, что фиксируется появлением пер вых комплексов ультравысоких давлений (Кок четавский комплекс с метаморфическими алма зами), глобальными изменениями в уровне моря [Наllаm, 1992], в осадконакоплении, развитии
органическойжизни - практически во всем спек
тре геологических процессов [Maruyama, Liou, 1998]. Однако такой гипотезе противоречат гео
логические данные по Сибирской и Восточно
Европейской платформам (см. раздел 7.3), на личие коэситсодержащих пород Мали с возрас том 820 и 1045 млн лет, эклогитсодержащего комплекса Муйской глыбы 650 млн лет с пара метрами: Р - до 18 кбар при Т = 650-700 ОС, другие примеры, приведенные выше, а также об щий характер рис. 7.21, а, на котором не фикси руется заметный перегиб на рубеже 540550 млн лет. Скорее всего, остывание Земли шло постепенно, особенно после рубежа 1.8- 2.0 млрД лет, который в работах [Монин, 1977; Добрецов, 1980, 1981] выделяется как главный рубеж в истории Земли.
Необратимая эволюция эндогенных процес
сов ярко проявлена и в эволюции процессов ру
дообразования, которая обсуждалась во многих работах [Смирнов, 1976; Сорохтин, 1974; Сорох тин, Ушаков, 1991; Добрецов, 1994а, 1995; Dobretsov, 1997]. Особенно ярко проявлена пери одичность рудообразования и зональность метал логенических поясов, связанных с субдукцион ными зонами [Кривцов и др., 1986; Дистанов и .
др., 1998; Dobretsov, 1997]. Эволюция осадочно
го рудообразования, а также нафтидогенез и уг ленакопление наиболее тесно связаны с истори ей климата, атмосферы и биосферы.
342
|
|
|
|
Глава 7 |
|
|
|
а |
1018 |
|
|
|
|
800 |
|
|
Т, ос |
|
|
|
|
|
|
Вулканизм |
|
||
|
|
|
u |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1017 N; |
2800 |
|
|
|
|
|
|
s |
|
|
|
|
|
|
S |
|
|
|
|
|
|
t- |
|
|
|
|
|
|
:I: |
|
|
|
|
|
1016 |
'" |
|
|
|
|
|
~ |
|
|
|
|
|
|
|
л |
2400 |
|
|
|
|
|
I:i |
|
|
|
|
|
|
о |
|
Мета- |
Дегазация |
|
|
1015 |
:.:: |
|
||
|
|
м |
|
морфизм |
|
|
|
|
|
о:: |
|
|
|
|
|
|
са |
|
|
|
|
ПОТОК |
1014 |
|
2000 |
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
о |
2 |
4 |
|
|
|
|
|
Время, млрд лет |
|
|
|
|
|
Рис. 7.26. Общая схема эволюции эндогенных процессов (а) и их взаимосвязи с экзогенными процесса-
~~: |
. |
а - изменение температуры, теплового потока и кинематической вязкости мантии во времени; оно не зависит
от неопределенности исходного состояния. Периодические вариации связаны с глобальными циклами [Добрецов,
Коваленко, 1995]; б - схематическая диаграмма круговоротов углерода на Земле. Черные стрелки показывают про цессы, связанные с карбонатно-силикатным экзогенным геохимическим циклом. Незалитые стрелки обозначают
процессы, относящиеся к глобальному мантийному круговороту углерода в течение земной эволюции [Tajika, Matsui, 1992] . Дополнительные циклы (биохимической и солнечной активности) не показаны.
ются периодические изменения частоты магнит |
первую очередь, в гидро- и криосфере, почвах, |
ных инверсий, коррелирующие с периодическим |
биоте. Причиной многих периодических колеба |
ослаблением или усилением глобальной интен |
ний в этих подсистемах были климатические из |
сивности мантийного магматизма в среднем че |
менения, имеющие ярко выраженный колебатель |
рез 30 млн лет (см. раздел 5.7). В свою очередь, |
ный характер. В свою очередь, климатические |
это объясняет периодичность максимумов возра |
изменения связаны как с периодичностью эндо |
стов глаукофановых сланцев, островодужного |
генных процессов, так и с космическими факто |
вулканизма и оледенения (см. рис. 7.13 и 7.22). А |
рами, в частности, периодическим изменением |
изменение рельефа в океанах и на континентах |
позиции Земли на гелиоцентрической орбите |
приводит к коррелирующим процессам транс |
(циклы Миланковича длительностью от 19 до |
грессий-регрессий и изменению течений в гид |
100 тыс. лет). |
роатмосфере, вызывающим климатические изме |
Влияние эндогенных процессов, обуслов |
нения. |
ленных периодическими мантийными плюмами, |
Периодичности 30-60 (цикл Штилле) и |
на климатические изменения выражается через |
150-180 млн лет (цикл Бертрана) могут быть |
периодические вспышки катастрофического вул |
объяснены также конвекцией в астеносфере. Бо |
канизма как в океанах, так и на континентах, за |
лее длинная периодичность порядка 500- |
кономерные изменения движения ансамбля ли |
600 млн лет (или циклы Уилсона - от Пангеи до |
тосферных плит и рельефа в океане и литосфе |
Пангеи) может быть связана с конвекцией в ниж |
ре, что, в свою очередь, ведет к изменению |
ней мантии и(или) общемантийной конвекцией |
системы течений в гидроатмосфере и изменени |
[Добрецов, Кирдяшкин, 1994, 1998; Добрецов и |
ям климата с периодами 30-34 млн лет. |
др., 1998; Хаин, 2000]. Возможность влияния га |
Более короткопериодные изменения клима |
лактического года на длинную периодичность |
та связаны, как уже упоминалось, в основном с |
весьма дискуссионна [Хаин, Ясаманов, 1993; |
космическими причинами, прежде всего, с цик |
Неручев, 1999; Хаин, 2000]. |
лами Миланковича, хотя взаимодействие ЭНДО |
Периодическое повторение событий отме генных и космических факторов сказывается на |
|
чено во всех главных подсистемах биосферы, в |
всех уровнях. В частности, кратковременные кос- |
344
Глава 7
|
|
|
|
|
Оледенения |
|
|
|
|||
Тектонический |
|
|
РН=палеошироты |
|
Возраст, |
Стратигр. |
|||||
|
|
|
|
||||||||
фон |
|
30· |
|
60· |
|
|
млрд лет |
шкала |
|||
|
|
|
90· Шкала |
Циклы |
|
||||||
|
|
|
|
|
|||||||
|
|
|
I |
|
|
I |
|
|
|
|
|
АттическаЯ:Е |
|
Ор |
-- ___ _ |
|
О |
|
кz |
||||
Пиренейская |
|
|
|
|
|
|
-- ___ _ |
г=-.... |
r -- |
||
|
|
Австрийская |
|
|
|
ПХ |
|
|
|||
|
:Е Поэднекиммерийская |
|
<::::: |
0,29 |
MZ |
||||||
|
|
Пфальцская |
|
|
|
_ |
~/ |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
~ Зааль.:к~I!.. ___ -----~ |
|
- |
РН |
|||||||
|
|
|
- ___ _ |
|
|
|
|
|
|||
|
|
P~ |
----=::-:- |
|
|
|
|||||
Арденская |
s: |
|
О |
|
|
0,15 |
PZ |
||||
|
________ =::'::г |
|
|||||||||
Таконская |
<::: |
|
3 |
_ _ |
|
|
|
_ |
|
г--- |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
V2 _ ------ гО,5 |
0,16 |
v |
|||||
Панафриканская s: _--------- |
|
|
|
|
|||||||
|
<::: "- |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
V1 |
------------- |
|
0,14 |
|
|||||
|
|
|
|
_-----------г |
|
||||||
|
|
|
|
|
|
||||||
|
|
|
|
---- |
-::::::::;. г |
г-- |
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
~ Енисейская |
|
7 |
Rз |
|||||||
|
R~ |
- __ |
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
---г |
|
|
|
|
~ Гренвильская |
|
|
|
|
г1,0 |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
------г |
--- 7--- |
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г |
|
|
|
€ Эльсонская |
|
|
|
|
|
г |
|
|
||
|
|
|
|
|
|
г |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г 1 ,5 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1,2- |
|
|
S: Карельская |
|
|
|
|
|
1,45 |
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
<: Гудзонская |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г |
|
PR~ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г2,0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г |
|
|
|
|
|
|
Гурон |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Грикватаун |
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
Сариолий |
|
-г |
|
PRi |
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
Меоритбор |
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
г2,5 |
|
|
|
s: Кеноренская |
|
|
|
|
1- |
0,6 |
|
|||
|
<::: |
Родезийская |
|
|
|
|
|
|
|
||
~ |
|
|
Моэоан |
|
|
|
-- |
|
|
||
-- 2 |
|
Витватерсранд |
|
|
|
AR |
|||||
~ 3 |
|
|
|
|
|
|
|
|
-3,0 |
|
|
I |
I |
I |
I |
I |
|
I |
I |
|
|
||
|
7 |
6 |
5 |
4 |
3 |
|
2 |
1 |
|
|
|
Р-€=число континентов
Рис. 7.27. Распространение оледенений в геологической истории, главные климатические циклы и их тектонический фон [Добрецов, Чумаков, 2001]:
1 - суперконтиненты; ледниковые периоды и эпохи; 3 - главные фазы и эпохи тектогенеза.
346
Глава 7
симумами гранитообразования и регионального метаморфизма. Но в мезозое и кайнозое таких со
впадений нет. Мантийно-плюмовый магматизм и
частично максимумы гранитообразования и ме таморфизма находятся в антифазе с субдукцион
ным магматизмом и оледенением. Главные мак симумы плюмового магматизма в фанерозое (в
конце карбона, на границе перми и триаса, на гра
нице юры и мела, в раннем и позднем мелу, нео
гене) не совпадают с оледенениями и фиксиру
ют начало или оптимум теплых периодов.
Представляется, что периодичностью вул канизма и смещением фаз островодужного вул
канизма по отношению к фазам регионального
метаморфизма и мантийно-плюмового вулканиз ма можно объяснить многие сверхдлинные и длинные климатические колебания в безледни ковых интервалах фанерозоя. Отсутствие оледе нений в эти интервалы, скорее всего, обуслов
лено значительным преобладанием мантийно
плюмового вулканизма и очень широким
развитием процессов регионального метамор
Совпадение оледенений и островодужного вулканизма, неоднократно повторяющееся в фа
нерозое, позволяет думать, что усиление остро
водужного вулканизма, с которым связан экспло
зивный тип извержений, приводило к снижению прозрачности атмосферы, понижению темпера
туры на Земле и оледенениям в виде "вулкани
ческой зимы" [Berner, 1994; Добрецов, Ковален ко, 1995]. Ослабление островодужного вулканиз ма до или во время главных тектонических фаз
способствовало увеличению прозрачности атмос
феры. Сопровождающий эти фазы интенсивный метаморфизм, размыв осадочных углеродсодер
жащих толщ орогенов, а также рост мантийно
плюмового вулканизма представляют главные
источники увеличения содержания СО2 в атмос
фере [Berner, 1994; Добрецов, Коваленко, 1995; Добрецов, 1999]. Их совместное проявление при
водило к существенному усилению парникового
эффекта, быстрым потеплениям и прекращению оледенений. Предлагаемая модель объясняет не
только природу климатических импульсов, при
водящих к началу и концу оледенений, но также
близкую продолжительность циклов "великих оледенений" и тектонических циклов Бертрана, а также некоторое фазовое смещение их относи
тельно друг друга.
На фоне главных тектонических циклов интенсивность субдукционного и мантийно-плю
мового вулканизма тоже варьировала с периода
ми в первые десятки миллионов лет и в основ
ном в противофазе [Добрецов, Кирдяшкин, 1998; Добрецов, 1999]. Поэтому описанный выше ме ханизм подходит для объяснения более коротких климатических колебаний, подчиненных циклам "великих оледенений", имеющих продолжитель
ность многие десятки миллионов лет и именуе
мых длинными [Чумаков, 1995б].
физма. По крайней мере, такое объяснение на
прашивается при анализе динамики главных
типов вулканизма и метаморфизма во время си
бирской термоэры (мезозойского безледiIиково
го интервала). Абсолютное преобладание в этом
интервале мантийно-плюмового вулканизма и
широкое развитие процессов регионального ме
таморфизма показано на рис. 7.13. В дальней шем представляется необходимым выяснить,
какую роль играет вулканизм в развитии гло
бального климата "Земли и не связана ли боль
шая редкость оледенений в Доверхнерифейской
истории Земли с характером и интенсивностью
Доверхнерифейского вулканизма, в частности, другой интенсивностью и характером субдукци
онного магматизма.
Группа коротких климатических колебаний
с длительностью в первые десятки тысяч и сот
ни тысяч лет (циклы Миланковича) давно извест на в плейстоцене [Imbry et al ., 1984]. Колебания Миланковича обнаружены в плиоцене [Зубаков,
Борзенкова, 1983; Лаухин, 1993; Williams et al. ,
1997]. Долгое время считали, что короткие кли матические колебания были характерны лишь для
ледниковых периодов [Willet et al ., 1950, 1993 ;
Величко, 1987]. Сейчас показано, однако, что они проявлялись также во многих безледниковых интервалах фанерозоя [Эйнзеле,
al., 1993; Algeo, Wilkinson, 1988; Anderson, 1984; House, Gale, 1995; DiMichele et al., 1996]. Циклы
Миланковича хорошо коррелируют с вариация
ми орбитальных параметров Земли [Imbry et al., 1984]. Спектр ультракоротких (внутривековых, вековых и многовековых) колебаний фиксирует", ся по инструментальным наблюдениям, истори
ческим и геологическим данным в голоцене и
позднем плейстоцене (например, см. данные в
работах [Шнитников, 1961; Broecker, Denton,
348