Образец типовой учебной программы от 23

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 субдукции 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 плавления 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. 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.
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.
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 глубоко¬водных осадков океанов) могут сохраниться в субдукционных комплексах. Но лучше сохраняются осадки и структуры оперяющих рифтов на континентах.
Ранняя стадия (раннеорогенная по геосинклинальной теории) характеризуется образовани¬ем 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 ок¬раинных 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.
Поздняя (постколлизионная) стадия (собственно орогенная) начинается массовым внедрением позднеколлизионных гранитов и формированием гранито-гнейсовых куполов и сопровождается формированием континентальных, часто вулканогенных молассовых прогибов. Граница ее с предыдущей стадией не всегда отчетливая. Например, для герцинской 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 периоды формирования таких бассейнов (Белт, Аделаида в Австралии - более 400 млн.лет; рифейские бассейны Сибирской платформы - более 300 млн. лет) (Зоненшайн, Кузьмин, 1993).
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 < 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 пульсационное 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.