Суперконтинентальный цикл

Повторное соединение и разделение континентов Земли

Карта Пангеи с современными очертаниями континентов

Цикл суперконтинента — это квазипериодическое агрегирование и рассеивание континентальной коры Земли . Существуют разные мнения относительно того, увеличивается ли количество континентальной коры, уменьшается или остается примерно таким же, но все согласны с тем, что земная кора постоянно перестраивается. Говорят, что один полный цикл суперконтинента занимает от 300 до 500 миллионов лет. Столкновение континентов приводит к образованию меньшего количества более крупных континентов, в то время как рифтинг приводит к образованию большего количества более мелких континентов.

Теория

Упрощенное представление предлагаемой серии суперконтинентов до наших дней

Самый последний суперконтинент , Пангея , образовался около 300 миллионов лет назад (0,3 млрд лет назад ), в палеозойскую эру. Существуют два различных взгляда на историю более ранних суперконтинентов.

Ряд

Первая теория предполагает ряд суперконтинентов: начиная с Ваальбары (3,6–2,8 млрд лет назад); Ура (ок. 3 млрд лет назад); Кенорленда (2,7–2,1 млрд лет назад); Колумбии (1,8–1,5 млрд лет назад); Родинии (1,25 млрд лет назад – 750 млн лет назад) и Паннотии ( ок. 600 млн лет назад), чье рассредоточение привело к образованию континентов, которые в конечном итоге столкнулись, образовав Пангею. ^{[1] [2]}

Виды минералов, обнаруженных внутри древних алмазов , предполагают, что цикл суперконтинентального образования и распада начался примерно 3 млрд лет назад. До 3,2 млрд лет назад формировались только алмазы с перидотитовым составом (обычно встречающиеся в мантии Земли ), тогда как после 3,0 млрд лет назад стали преобладать эклогитовые алмазы (породы из земной коры ). Считается, что это изменение произошло, когда субдукция и столкновение континентов внесли эклогит в субконтинентальные алмазообразующие жидкости. ^[3]

Суперконтинентальный цикл и цикл Вильсона создали суперконтиненты Родиния и Пангея.

Гипотетический суперконтинентальный цикл совпадает с более коротким циклом Уилсона, названным в честь пионера тектоники плит Джона Тузо Уилсона , который описывает периодическое открытие и закрытие океанических бассейнов из одного разлома плиты. Самый старый материал морского дна, найденный сегодня, датируется 170 млн лет назад, тогда как самый старый материал континентальной коры, найденный сегодня, датируется 4 млрд лет назад, что показывает относительную краткость региональных циклов Уилсона по сравнению с общепланетарными импульсами, наблюдаемыми в расположении континентов.

Протопангея–Палеопангея

Вторая точка зрения, основанная как на палеомагнитных , так и на геологических свидетельствах, заключается в том, что циклы суперконтинентов не происходили до примерно 0,6 млрд лет назад (в течение эдиакарского периода). Вместо этого континентальная кора включала в себя единый суперконтинент примерно с 2,7 млрд лет назад до его первого распада, где-то около 0,6 млрд лет назад. Эта реконструкция ^[4] основана на наблюдении, что если в первичную реконструкцию вносятся только небольшие периферийные изменения, данные показывают, что палеомагнитные полюса сходились в квазистатические положения в течение длительных интервалов между примерно 2,7–2,2 млрд лет назад; 1,5–1,25 млрд лет назад; и 0,75–0,6 млрд лет назад. ^[5] В течение промежуточных периодов полюса, по-видимому, соответствовали единому кажущемуся пути полярного блуждания .

Палеомагнитные данные адекватно объясняются существованием единого суперконтинента Протопангея–Палеопангея с длительной квазицелостностью. Длительная продолжительность существования этого суперконтинента может быть объяснена действием тектоники крышки (сравнимой с тектоникой, действующей на Марсе и Венере) в докембрийское время, в отличие от тектоники плит, наблюдаемой на современной Земле. ^[4] Однако этот подход широко критикуется как неправильное применение палеомагнитных данных. ^[6]

Влияние на уровень моря

Известно, что уровень моря обычно низкий, когда континенты находятся вместе, и высокий, когда они находятся врозь. Например, уровень моря был низким во время формирования Пангеи ( пермский период ) и Паннотии (поздний неопротерозой ), и быстро поднялся до максимума в ордовикское и меловое время, когда континенты были разбросаны.

Основные влияния на уровень моря во время распада суперконтинентов включают: возраст океанической коры, потерянные задуговые бассейны , глубины морских осадков, размещение крупных магматических провинций и эффект расширения пассивной окраины. Из них возраст океанической коры и глубины морских осадков, по-видимому, играют некоторые из самых больших ролей в создании модели уровня моря. Добавление других управляющих параметров помогает стабилизировать модели, когда данные редки. ^[7]

Возраст океанической литосферы обеспечивает контроль первого порядка над глубиной океанических бассейнов и, следовательно, над уровнем мирового моря. Океаническая литосфера формируется в срединно-океанических хребтах и ​​движется наружу, проводяще охлаждаясь и сжимаясь , что уменьшает толщину и увеличивает плотность океанической литосферы и опускает морское дно от срединно-океанических хребтов. Для океанической литосферы, которая составляет менее 75 млн лет, работает простая охлаждающая полупространственная модель проводящего охлаждения, в которой глубина океанических бассейнов d в областях, в которых нет близлежащей субдукции, является функцией возраста океанической литосферы t . В общем,

$${\displaystyle d(t)={\frac {2}{\sqrt {\pi }}}a_{\rm {eff}}T_{1}{\sqrt {\kappa t}}+d_{\rm {r}}}$$

где κ — температуропроводность мантийной литосферы ( c. 8 × 10−7 м ^{2 /}  с ), a _eff — эффективный коэффициент теплового расширения горной породы ( c. 5,7 × 10−5  °C ^{− 1} ), T1 — температура восходящей магмы по сравнению с температурой на верхней границе ( около 1220 °C для Атлантического и Индийского океанов, около 1120 °C для восточной части Тихого океана), а _dr — глубина хребта под поверхностью океана. _[ ^8] После подстановки грубых чисел для морского дна уравнение становится следующим:

для восточной части Тихого океана: $${\displaystyle d(t)=350{\sqrt {t}}+2500}$$

и для Атлантического и Индийского океанов:

$${\displaystyle d(t)=390{\sqrt {t}}+2500}$$

где d измеряется в метрах, а t — в миллионах лет, так что недавно сформированная кора на срединно-океанических хребтах лежит на глубине около 2500 м, тогда как морское дно возрастом 50 миллионов лет лежит на глубине около 5000 м. ^[9] По мере того, как средний уровень морского дна понижается, объем океанических бассейнов увеличивается, и если другие факторы, которые могут контролировать уровень моря, остаются постоянными, уровень моря падает. Обратное также верно: более молодая океаническая литосфера приводит к более мелким океанам и более высокому уровню моря, если другие факторы остаются постоянными.

Площадь поверхности океанов может измениться при расколе континентов (растяжение континентов уменьшает площадь океана и повышает уровень моря) или в результате столкновения континентов (сжатие континентов увеличивает площадь океана и понижает уровень моря). Повышение уровня моря приведет к затоплению континентов, в то время как понижение уровня моря обнажит континентальные шельфы . Поскольку континентальный шельф имеет очень низкий наклон, небольшое повышение уровня моря приведет к большому изменению процента затопленных континентов.

Если мировой океан в среднем молодой, морское дно будет относительно мелким, а уровень моря высоким: больше континентов будет затоплено. Если мировой океан в среднем старый, морское дно будет относительно глубоким, а уровень моря будет низким: больше континентов будет обнажено. Таким образом, существует относительно простая связь между суперконтинентальным циклом и средним возрастом морского дна.

• Суперконтинент = очень старое морское дно = низкий уровень моря
• Разрозненные континенты = много молодого морского дна = высокий уровень моря

Также будет иметь место климатический эффект суперконтинентального цикла, который еще больше усилит это:

• Суперконтинент = преобладает континентальный климат = вероятно континентальное оледенение = уровень моря по-прежнему ниже
• Разбросанные континенты = преобладает морской климат = континентальное оледенение маловероятно = уровень моря не понижается этим механизмом

Связь с глобальной тектоникой

Цикл суперконтинента сопровождается сменой тектонических режимов:

Во время распада суперконтинента доминируют рифтовые среды. Затем следуют среды пассивной окраины, в то время как продолжается спрединг морского дна и океаны растут. За этим, в свою очередь, следует развитие коллизионных сред, которые становятся все более важными со временем. Первые столкновения происходят между континентами и островными дугами, но в конечном итоге приводят к столкновениям континентов. Такая ситуация наблюдалась во время палеозойского суперконтинентального цикла; она наблюдается для мезозойско - кайнозойского суперконтинентального цикла, который все еще продолжается.

Отношение к климату

Существует два типа глобального климата Земли: ледниковый и парниковый. Ледниковый характеризуется частыми континентальными оледенениями и суровыми пустынными условиями. Парниковый характеризуется теплым климатом. Оба отражают суперконтинентальный цикл. В настоящее время Земля находится в короткой парниковой фазе ледникового климата. ^[10] Периоды ледникового климата включают большую часть неопротерозоя , позднего палеозоя , позднего кайнозоя , в то время как периоды парникового климата включают ранний палеозой , мезозой – ранний кайнозой .

• Климат ледника
  • Континенты движутся вместе
  • Низкий уровень моря из-за отсутствия продуктивности морского дна
  • Климат более прохладный, засушливый
  • Ассоциируется с арагонитовыми морями
  • Формирование суперконтинентов
• парниковый климат
  • Континенты разбросаны
  • Высокий уровень моря
  • Высокий уровень разрастания морского дна
  • Относительно большие объемы производства CO ₂ в зонах океанического рифтинга
  • Климат теплый и влажный
  • Ассоциируется с кальцитовыми морями

Отношение к эволюции

Основным механизмом эволюции является естественный отбор среди разнообразных популяций. Разнообразие, измеряемое числом семейств, очень хорошо следует циклу суперконтинента. ^[11] Поскольку генетический дрейф чаще происходит в небольших популяциях, разнообразие является наблюдаемым следствием географической изоляции. Меньшая изоляция и, следовательно, меньшая диверсификация происходит, когда континенты находятся вместе, образуя один континент, одно непрерывное побережье и один океан. В позднем неопротерозое и раннем палеозое, когда произошло колоссальное распространение разнообразных метазоа , изоляция морских сред стала результатом распада Паннотии.

Расположение континентов и океанов с севера на юг приводит к гораздо большему разнообразию и изоляции, чем расположение с востока на запад. Расположение с севера на юг создает климатически различные зоны вдоль путей сообщения с севера на юг, которые отделены водой или сушей от других континентальных или океанических зон со схожим климатом. Формирование схожих участков континентов и океанических бассейнов, ориентированных с востока на запад, привело бы к гораздо меньшей изоляции, диверсификации и более медленной эволюции, поскольку каждый континент или океан находится в меньшем количестве климатических зон. В течение кайнозоя изоляция была максимизирована расположением с севера на юг.

Смотрите также

• История Земли
• Список суперконтинентов

Ссылки

1. Чжао, Гочунь; Кавуд, Питер А.; Уайлд, Саймон А.; Сан, М. (2002). «Обзор глобальных орогенов возрастом 2,1–1,8 млрд лет: последствия для суперконтинента до Родинии». Earth-Science Reviews . 59 (1–4): 125–162. Bibcode : 2002ESRv...59..125Z. doi : 10.1016/S0012-8252(02)00073-9.
2. Чжао, Гочунь; Сан, М.; Уайлд, Саймон А.; Ли, С. З. (2004). «Палеомезопротерозойский суперконтинент: сборка, рост и распад». Earth-Science Reviews . 67 (1–2): 91–123. Bibcode : 2004ESRv...67...91Z. doi : 10.1016/j.earscirev.2004.02.003.
3. Ширей, С. Б.; Ричардсон, С. Х. (2011). «Начало цикла Вильсона в 3 млрд лет, показанное алмазами из субконтинентальной мантии». Science . 333 (6041): 434–436. Bibcode :2011Sci...333..434S. doi :10.1126/science.1206275. PMID  21778395.
4. Piper, J. D. A. (2013). «Планетарная перспектива эволюции Земли: тектоника крышки до тектоники плит». Тектонофизика . 589 : 44–56. Bibcode : 2013Tectp.589...44P. doi : 10.1016/j.tecto.2012.12.042.
5. Piper, J. D. A. (2013). «Континентальная скорость в геологическом времени: связь с магматизмом, наращиванием земной коры и эпизодами глобального похолодания». Geoscience Frontiers . 4 : 7–36. doi : 10.1016/j.gsf.2012.05.008 .
6. ZX, Li (октябрь 2009 г.). «Как не следует строить суперконтинент: ответ JDA Piper». Precambrian Research . 174 (1–2): 208–214. doi :10.1016/j.precamres.2009.06.007.
7. Райт, Н. М., Сетон, М., Уильямс, С., Уиттакер, Дж. М. и Мюллер, Р. Д. (2020). Колебания уровня моря, вызванные изменениями в объеме мирового океанического бассейна после распада суперконтинента. Earth-Science Reviews . doi :10.1016/j.earscirev.2020.103293
8. E. E., Davis; Lister, C. R. B. (1974). «Основы топографии хребта». Earth and Planetary Science Letters . 21 (4): 405–413. Bibcode : 1974E&PSL..21..405D. doi : 10.1016/0012-821X(74)90180-0.
9. Парсонс, Барри; Склейтер, Джон Г. (1977). «Анализ изменения батиметрии океанского дна и теплового потока с возрастом». Журнал геофизических исследований . 82 (B5): 802–827. Bibcode : 1977JGR....82..802P. doi : 10.1029/jb082i005p00803.
10. Read, J. Fred (2001). «Запись о древних климатах может быть картой к богатству». Science from Virginia Tech . Получено 2011-05-04 .
11. Бентон, Майкл Дж. (23 сентября 2005 г.). "Fossil Record: Quality". eLS . John Wiley & Sons, Ltd. doi :10.1038/npg.els.0004144. ISBN 978-0470016176. {{cite book}}: |journal=проигнорировано ( помощь )

Дальнейшее чтение

• Гурнис, М. (1988). «Крупномасштабная мантийная конвекция и агрегация и рассеивание суперконтинентов». Nature . 332 (6166): 695–699. Bibcode :1988Natur.332..695G. doi :10.1038/332695a0.
• Мерфи, Дж. Б.; Нэнс, Р. Д. (1992). «Суперконтиненты и происхождение горных поясов». Scientific American . 266 (4): 84–91. Bibcode : 1992SciAm.266c..84M. doi : 10.1038/scientificamerican0492-84.
• Нэнс, Р. Д.; Уорсли, Т. Р.; Муди, Дж. Б. (1988). «Цикл суперконтинента». Scientific American . 259 (1): 72–79. Bibcode : 1988SciAm.259a..72N. doi : 10.1038/scientificamerican0788-72.

Внешние ссылки

Медиа, связанные с суперконтинентами на Wikimedia Commons

• Реконструкции из проекта "Палеомап"
• Реконструкции пластин и фильмы из проекта UTIG «PLATES»
• Тектонический цикл горных пород