авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |

«Федеральное агентство по образованию ГОУ ВПО «Белгородский государственный университет» Филиал Российского государственного гидрометеорологического университета в г. Туапсе ...»

-- [ Страница 3 ] --

К окончанию главного этапа мощность осадочных образо ваний на различных участках геосинклинали составляет 10-15 км и более. Согласно модели типичной геосинклинальной осадочной толщи, предложенной М.А. Гончаровым [43], ее мощность мож но принять равной 20 км, а состав – преимущественно глини стым. На общем фоне прогибания геосинклинали имеют место и поднятия земной коры, особенно внутри трогов. Вулканоген ные и терригенные отложения в их пределах сминаются в складки. Активизируется интрузивный и эффузивный магма тизм, причем основные магмы замещаются средними и кислы ми. Этап заканчивается, когда воздымания становятся домини рующими, значительная часть геосинклинали осушается и ста новится областью сноса. К эпохе завершения собственно гео синклинального режима приурочены основная фаза складкооб разования, широкое развитие регионального метаморфизма и гранитоидного магматизма. Эту часть цикла В.В. Белоусов [14] выделяет в качестве инверсионной стадии и подчеркивает, что она связана с наибольшим притоком энергии и тепловым воз буждением земной коры.

Эпоху преобладающего воздымания геосинклинальной ко ры М.В. Муратов [94] называет орогенным этапом развития гео синклиналей. Он полагает, что орогенный режим представляет собой завершающую часть геосинклинального. Имеется и другое представление, согласно которому орогенный режим является самостоятельным, хотя, как правило, следует за геосинклиналь ным. Это различие взглядов не изменяет сущности эмпирически установленных событий.

Начало орогенного этапа характеризуется дальнейшим воз дыманием земной коры, метаморфизмом осадочных пород, фор мированием крупных очагов гранитоидной магмы и сопутст вующим вулканизмом. Продолжаются складчатые деформации, вследствие чего в зонах поднятия образуются антиклинории, а в зонах погружения – синклинории. Те и другие являются круп нейшими тектоническими структурами орогенов, изменяющими ся на протяжении рассматриваемого этапа. В зонах интенсивного погружения, где образуются глубокие впадины, возрождается геосинклинальный режим. Там происходит быстрое накопление вулканогенно-осадочных пород и появляются новые крупные очаги кислой магмы. Впоследствии они охлаждаются и дают на чало батолитам и грядам вулканических построек. Тем самым продолжается формирование и утолщение гранитно-метаморфи ческого слоя коры орогенных областей. Мощность коры достига ет значений 50-70 км, что превышает мощность земной коры дру гих типов. «Плавучесть» коры обусловливает высокое гипсомет рическое положение орогенов. Дополнительной причиной их воз дымания считается разуплотнение коры, связанное с нагретым и частично расплавленным ее состоянием. Существенный вклад, по мнению В.В. Белоусова [14], Н.И. Николаева [99] и других специа листов, может вносить также нагрев подстилающей мантии. На контакте с платформами (за исключением щитов) развитие и воз дымание орогенов сопровождаются формированием краевых про гибов (рис. 3.2). Их «накатывание» на окраины платформ приводит к значительному утолщению там осадочного чехла.

К завершению орогенного этапа горно-складочные области покрываются сетью продольных и поперечных разломов, испы тывают глыбовые подвижки и магматизм мантийного генезиса. В то же время, под влиянием денудационных процессов, уменьша ется высота орогенных поднятий и в значительной мере нивели руется рельеф. В условиях возрастающей тектонической ста бильности чехол новообразующихся осадочных отложений за частую сохраняет исходное слабонаклонное или горизонтальное залегание.

Рис. 3.2. Схема развития краевого прогиба [94] А – до образования прогиба;

Б – ранняя стадия;

В – поздняя стадия.

1 – геосинклинальный комплекс складчатой области;

2 – основание платформы;

3 – чехол платформы;

4 – нижний массовый комплекс (начальной стадии развития краевого прогиба);

5 – верхний молассовый комплекс второй стадии развития прогиба (континентальная моласса) С завершением орогенного режима бывшие геосинклиналь но-орогенные области становятся новообразованными состав ляющими материковых платформ (см. рис. 3.1). В соответствии с присоединительным способом разрастания платформ их складча тое («кристаллическое») основание состоит из разновозрастных и, до некоторой степени, разнородных структур. Однако эти структуры обладают двумя общими свойствами принципиально го характера: во-первых, более или менее мощными «базальто вым», гранитно-метаморфическим и осадочным слоями;

во-вторых, тектонической стабилизированностью, небольшими скоростями денудации и осадконакопления, слабым проявлением магматизма. Отмеченные свойства предопределяют эволюцион ную консервативность материковых платформ. Она проявляет ся, прежде всего, в устойчивости их высотного положения. В обобщенном плане С.С. Шульц [184] отмечает, что имеет место тенденция поднятия материковых платформ по отношению к морскому дну – уровню океанических платформ. В то же время в процессе развития материковых платформ высота большей части их поверхности остается близкой к уровню моря. Поэтому коле бания последнего вызывают обширные трансгрессии и регрессии, в ходе которых формируется платформенный осадочный чехол.

Консервативность проявляется, кроме того, в стабильности щитов и плит – крупнейших платформенных структур, возраст которых сопоставим со значительной или даже преобладающей частью геологической истории. Она проявляется также в продол жительном существовании синеклиз и антеклиз – структур второ го порядка, свойственных плитам.

Тем не менее на фоне консервативности платформ происхо дят тектонические и магматические события. Наиболее масштаб ные из них – возникновение разломных структур, авлакогенов и эпиплатформенных поднятий. Эпохи разломообразования много кратно повторялись в геологической истории, причем каждая из них затрагивала ранее возникшие платформенные области. Как следствие, имеются сети глубинных разломов, континентальные рифты (грабены), сопутствующие проявления базитового магма тизма, включая траппы. Авлакогены зарождались с участием глу бинных разломов, обычно в начальные эпохи развития платфор менных областей. По мнению М.В. Муратова [94], они имеют общие черты с геосинклинальными трогами, но не сопровожда ются существенным гранитоидным магматизмом. Эпиплатфор менное горообразование было приурочено, в большинстве случа ев, также к областям начального платформенного развития. Оно имеет преимущественно глыбовый характер, в соответствии с чем распространенное понятие «эпиплатформенный орогенез» не является общепринятым.

В целом, как подчеркивает М.В. Муратов, преобразование океанической коры в материковую обусловливается неоднократ но повторяющимся геосинклинальным процессом. В условиях океанической коры этот процесс может лимитироваться нехват кой исходного материала для образования гранитно метаморфического слоя и растягивается на несколько циклов. В дальнейшем, когда геосинклинали закладываются на уже воз никшей субконтинентальной и континентальной коре, процесс утолщения гранитно-метаморфического слоя протекает быстрее.

Заключительные акты формирования этого слоя приурочены к авлакогенам, которые развиваются в условиях молодых плат форм.

В связи с отмеченной повторяемостью, в учении о геосин клиналях и платформах сложилось представление о поступатель но-возвратном характере направленного развития континенталь ной коры. Последовательность событий при ее развитии, по Г.М. Власову, такова: «Вследствие неоднократного возвращения к ранее пройденным этапам эволюции формирование платформ с осадочным чехлом растягивается на многие тектоно-магмати ческие циклы. В ходе этого процесса последовательно «вырож даются» типичные процессы геосинклинального развития и по лучают все большее преобладание орогенные, а затем платфор менные элементы» ([86], с. 47).

По мнению Н.П. Васильковского [24], континентальная кора возникла сначала как вкрапления в океанической коре, а затем происходило ее разрастание и слияние в сплошной покров. Кон тинентальные платформы являются итогом последовательной консолидации геосинклинальных зон. Однако в связи с неравно мерностью процесса даже в древних складчатых зонах имеются реликтовые области с недоразвитым гранитно-метаморфическим слоем. В пределах молодых складчатых поясов сохраняются ре ликты океанической коры.

Таким образом, циклически протекающий геосинклиналь ный процесс служит главным механизмом преобразования океа нической коры в континентальную. Чтобы понять динамическую его сущность, необходимо объяснить природу не только геосинк линального цикла как такового, но и полициклическую организо ванность всего процесса. Это касается каждой геосинклинальной области, которая, в конечном счете, становится частью континен тальной платформы.

В учении о геосинклиналях и платформах орогенный режим обычно рассматривается в качестве переходного между геосинк линальным и платформенным. По этому поводу Е.П. Успенский отмечает: «Представление об орогенезе как самостоятельном тек тоническом режиме, не связанном с предшествующим процес сом, лишено веских доказательств. На самом деле горообразова ние – практически непременная терминальная стадия развития подвижных областей самого разного возраста. Молассы, в том числе содержащие отложения дельт и аллювиальных равнин, из вестны с раннего архея» ([159], с.12). Тем не менее имеется и альтернативная точка зрения. Она обстоятельно излагается и обосновывается В.В. Белоусовым [14]. По его мнению, главный аргумент в пользу самостоятельности орогенного режима состоит в том, что существует не только эпигеосинклинальный, но и эпи платформенный орогенез. Представленные им примеры послед него касаются молодых платформенных областей. В качестве другого аргумента приводятся случаи, когда завершение гео синклинальной стадии и начало орогенеза (то есть начало накоп ления верхней молассы) разделяются эпохой резкого ослабления эндогенной активности. Приводятся и такие доказательства, как несогласное наложение орогенных структур на геосинклиналь ные, а также объединение в орогенных поднятиях нескольких геосинклинальных поднятий и прогибов. При всем том он не аб солютизирует представление о самостоятельности орогенного режима, что явствует из следующих слов: «В большинстве слу чаев орогенный режим возникает в конце эндогенного цикла там, где непосредственно перед этим существовал геосинклинальный режим. И, наоборот, в редких случаях за геосинклинальным ре жимом не следует орогенный» (с. 218).

Теоретическое объяснение природы геосинклинальных циклов, если оно будет соответствовать действительности, долж но раскрыть причины тесной связи орогенного режима с гео синклинальным. В то же время оно не должно ставить запрета на возникновение таких особенностей геосинклинально-орогенного процесса, которые придают этой связи эластичность и обеспечи вают некоторую самостоятельность орогенного режима. В рамках последнего необходимо также получить обоснованный ответ на вопрос: почему все орогены рассекаются сетью продольных и поперечных разломов, часть из которых достигает астеносферы?

Что касается платформенного режима, то уже упоминалось событие, неясное по своей природе: эпиплатформенное горообра зование. То же самое можно сказать о возникновении разломных структур и развитии авлакогенов. Все эти события нуждаются в объяснении с учетом взаимных связей между ними (наличие та ковых представляется весьма вероятным). Кроме того, необходи мо понять причины, по которым на протяжении геологического времени уровень платформ мало отличался от уровня океана.

Преодоление эмпирической ограниченности, свойственной учению о геосинклиналях и платформах, означало бы сущест венное продвижение в построении геологической теории.

3.2. Энергетический баланс инверсионной стадии геосинклинально-орогенного цикла Основные затраты энергии в ходе геосинклинально орогенных циклов приурочены к инверсионной стадии, когда геосинклинальный режим замещается орогенным. Наибольшие изменения в это время претерпевают геосинклинальные осадоч ные толщи. Они подвергаются региональному метаморфизму и в значительной своей части переплавляются с образованием очагов гранитоидной магмы. Испытывая воздействие тектонических сил, комплекс осадочных и метаморфогенных пород дает начало верхнекоровым складчатым структурам орогенов. В этой связи очевидно, что в объяснении нуждается, прежде всего, энергетика метаморфизма осадочных толщ и сопутствующих тектонических событий. Та же задача стоит в учении о круговороте вещества ли тосферы – с той лишь разницей, что говорят не об инверсионной стадии геосинклинально-орогенных циклов, а о стадии заверше ния круговорота.

Проведем расчеты энергетического баланса геосинклиналь ной осадочной толщи на инверсионной стадии развития ГОС.

Воспользуемся при этом эмпирическими сведениями о характер ном изменении ее термического и тектонического состояния. При влечем наши оценки тепловыделения за счет собственной геохи мической энергии осадочных пород (п.п. 2.3, 2.4, 2.5). Если рас четный энергетический баланс будет сходиться без каких-либо дополнительных предположений, то появится уверенность в том, что эта энергия имеет решающее значение для инверсионного процесса и, вместе с тем, геосинклинально-орогенного процесса в целом.

Уравнение энергетического баланса запишем для верти кальной колонны пород (c единичным поперечным сечением) в следующем виде:

Е C QH E Ф Е Т QВ, (3.1) где – изменение теплосодержания метаморфизуемой оса дочной толщи на протяжении инверсионной стадии;

ЕС – вы деление тепла за счет собственных (геохимических) источни ков энергии осадочных пород;

QН – кондуктивный приток теп ла через нижнюю границу осадочной толщи;

ЕФ – затраты теп ла на фазовое превращение (плавление) осадочных пород;

ЕТ – затраты энергии на тектоническую работу;

QВ – кондук тивный и конвективный сток тепла через верхнюю границу осадочной толщи.

Значения будем определять как разность между конеч ным и начальным теплосодержанием пород:

КОН НАЧ Cm (Т КОН Т НАЧ ) СmТ, (3.2) где С – теплоемкость пород преимущественного силикатного со става;

m – масса пород в вертикальной колонне;

ТКОН и ТНАЧ – ко нечная и начальная средняя температура пород;

Т = ТКОН – ТНАЧ.

Величина ЕС представляет собой суммарное тепловыде ление вследствие окисления органического вещества, преоб разования гипергенных минералов и радиоактивного распада в осадочных породах. В соответствии с (2.62) и (2.63) можно записать:

Ec = mec = mecc + meсм + mрu (3.3) где u – продолжительность инверсионной стадии.

Здесь подразумевается, что реакции минеральных превра щений, если они начались, протекают сравнительно быстро, в ви де импульса. Вследствие этого реализация энергии органического вещества (meсс) и гипергенных минералов (mecм) не зависит от u. Реакции расщепления долгоживущих радионуклидов, наобо рот, протекают непрерывно, в связи с чем радиогенная теплоге нерация пропорциональна u.

Реакции минеральных превращений, ввиду малой продол жительности (непостоянства) их протекания, можно назвать ла бильным источником тепловой энергии ГОС. В отличие от него, радиоактивный распад является стабильным источником тепло вой энергии.

Величину QН, согласно общепринятой методике расчета теплового потока в земной коре, можно выразить следующим образом:

Q H q H u (gradT) u, (3.4) где qН – средняя плотность теплового потока через нижний слой метаморфизуемой осадочной толщи на протяжении инверсион ной стадии;

– теплопроводность пород в этом слое;

gradT – средний вертикальный градиент температуры в его пределах на протяжении инверсионной стадии.

Затраты тепла на плавление пород и образование гранито идной магмы оценим с помощью формулы:

Е Ф mLФ К Ф, (3.5) где LФ – удельная теплота фазового перехода, КФ – коэффициент, отражающий долю пород осадочной толщи, претерпевающих плавление.

Величину ЕТ рассчитаем как работу по воздыманию мета морфизуемой толщи в поле силы тяжести:

Е Т mgh, (3.6) где g – ускорение силы тяжести, h – увеличение высоты центра масс вертикальной колонны пород в ходе инверсионной стадии.

Затраты энергии на формирование складчатости, по мнению Ф.М. Ананьева [5], составляют небольшую долю от работы по воздыманию. Они исключаются из нашего рассмотрения.

Сток тепла через верхнюю границу метаморфизуемой оса дочной толщи будем определять по эмпирическим данным о плотности теплового потока на этой границе (qВ):

Q B q Bu, (3.7) Подставляя (3.2) – (3.7) в (3.1), получаем уравнение энерге тического баланса в развернутом виде, отнесенное к вертикаль ной колонне метаморфизуемых пород (3.8а) и к единице массы этих пород (3.8б):

mCT mecc mecм ( m Р q H q В ) u mL Ф K Ф mgh (3.8а) 1 CT ecc ecм (m Р q H q В ) u L Ф К Ф mgh (3.8б) m m Составляющие правой части уравнения (3.8а) можно объе динить в три группы: во-первых, приток тепла от лабильных ис точников (mecc + mecм);

во-вторых, приток (или сток) тепла, зави сящий от u ;

в-третьих, сток энергии в связи с фазовыми пере ходами и тектонической работой (mLФКФ + mgh). То же самое касается уравнения (3.8б). Расчет энергетического баланса нач нем с определения вклада второй группы.

Трудность здесь состоит в том, что на протяжении инвер сионной стадии происходит радикальное изменение тепловых потоков qН и qВ, связанное с изменением термического состояния геосинклинальной осадочной толщи. Для определения характер ных значений величины (mР + qН – qВ ) u при любых u необхо димо знать среднее значение величины в скобках. Последнее можно вычислять как среднее между начальным и конечным зна чениями этой величины на инверсионной стадии:

(mР + qН – qВ )ср = 1/2((mР + qН – qВ )НАЧ + (mР + qН – qВ )КОН) = = mР + qНСР – qВСР (3.9) Переходя к вычислениям, зафиксируем некоторые характе ристики геосинклинальной осадочной толщи на начало инверси онной стадии.

1. По своему составу рассматриваемая толща – преиму щественно песчано-глинистая. В результате последующего метаморфизма образуются породы, преобладающая часть ко торых минералогически соответствует гранитоидам. Собст венное минимальное, среднее и максимальное тепловыделение при этом соответствует расчетным данным, приведенным вы ше (пп. 2.3, 2.4, 2.5).

2. Мощность толщи (Н) варьирует в пределах 10-20 км. Это учитывается рассмотрением трех ее вариантов: 10, 15 и 20 км.

Средняя плотность пород принимается равной 2,5 г/см3, в соот ветствии с чем масса пород (m) в колонне с поперечным сечени ем 1 м2 составляет 2,5;

3,75 и 5 (1010г).

3. Вертикальное распределение температуры в толще явля ется почти линейным, как это свойственно верхней части земной коры в квазистационарных термических условиях [91, 176]. Тем пература пород на поверхности толщи определяется климатиче скими условиями и мало отличается от 0С. В подошвенном слое температура близка к 400С и обеспечивает начало важнейших реакций минеральных преобразований (в условиях средней сту пени метаморфизма). В соответствии с этим вертикальный гради ент температуры в толще, по вариантам ее мощности, принимает ся равным 40, 30 и 20 К/км.

4. Во всех трех вариантах средняя начальная температура пород в вертикальной колонне осадочной толщи составляет 200С. Следуя работе [91], теплоемкость пород примем равной 1 Дж/г·К, а их теплопроводность – 1Вт/(м·К).

Прежде всего, рассчитаем значения величины mР, которая характеризует радиогенное тепловыделение пород, заключенных в вертикальной колонне геосинклинальной толщи. Поскольку этот источник тепла участвует в формировании вертикального теплового потока, его мощность удобно выражать в плотности создаваемого им теплового потока на поверхности геосинкли нальной коры. Для определения рассматриваемой величины ис пользуем минимальные, средние и максимальные значения Р, равные 1,2·10-6, 1,6·10-6 и 2,0·10-6 Вт/м3 (п. 2.5). Получаем сле дующие вариантные значения mР (Вт/м2) для трёх значений мощности толщи:

Р мин. средн. макс.

10 км 0,012 0,016 0, 15 км 0,018 0,024 0, 20 км 0,024 0,032 0, Начальный кондуктивный приток тепла к осадочной толще (qННАЧ) находим в предположении, что вертикальный градиент температуры и теплопроводность пород в подошвенном слое толщи приблизительно такие же, как отмеченные выше средние значения этих параметров во всей толще. Для различных вариан тов мощности толщи получаем:

Н, км 10 15 qННАЧ, Вт/м2 0,04 0,03 0, Сумму mр+ qннач вычисляем по вариантам значений Р и Н.

В прежних единицах (Вт/м2) значения суммы таковы:

Р мин. средн. макс.

10 км 0,052 0,056 0, 15 км 0,048 0,054 0, 20 км 0,044 0,052 0, Согласно геофизическим данным, земная кора почти повсе местно характеризуется квазистационарным термическим режи мом, при котором собственное радиогенное тепловыделение по род коры и кондуктивный приток тепла снизу приближенно уравновешиваются потерей тепла на поверхности коры. Исклю чением являются области с активным протеканием тектоно магматических процессов. Если полагать, что в прединверсион ную эпоху термические условия в геосинклинальной коре близки к стационарным, то mР + qННАЧ = qВНАЧ (3.10) В таком случае полученные выше значения mр+qннач явля ются в то же время рассчитанными значениями величины qвнач.

Последние должны соответствовать значениям теплового потока тех участков современных геосинклинально-орогенных областей, где сформировались мощные осадочные толщи. По данным, имеющимся в [42, 91] и других работах, в окраинно континентальных и внутриконтинентальных седиментационных бассейнах преобладают значения теплового потока от 0,04 до 0,06 Вт/м2. Тем самым можно говорить о соответствии рассчитан ных начальных значений суммы mР+qН измеренным значениям qВ. Это соответствие связано с использованием эмпирических дан ных по Р, и gradT, а также с приемлемостью допущения о квази стационарном термическом режиме геосинклинальной коры на пе реходе от прединверсионной стадии к инверсионной.

В расчетах величины (mР + qН – qВ )КОН нам понадобятся значения параметров метаморфизуемой осадочной толщи в конце инверсионной стадии геосинклинально-орогенного цикла. При мем их, опираясь на существующее в геологии понимание усло вий регионального метаморфизма, гранитоидного магматизма и орогенеза, свойственных окончанию этой стадии.

1. Преобладающая часть толщи представляет собой мета морфазу – нагретое вещество и гранитоидный расплав. Принци пиальной ее особенностью является разуплотненность под влия нием флюидов, выделившихся в ходе метаморфизма осадочных пород (в соответствии с реакциями, приведенными в пп. 2.3 и 2.4, а также подобными им).

Термин «метаморфаза» используется в [133] и настоящей работе для обозначения специфического фазового состояния по род в процессе их метаморфизма.

2. Конечная мощность геосинклинальной толщи увеличивает ся, по сравнению с начальной, пропорционально отношения /М, где М – плотность метаморфазы. Масса вещества, заключенного в вертикальной колонне, остается при этом неизменной.

3. Образование метаморфазы сопровождается уменьшением вертикального градиента температуры в подошве геосинклиналь ной толщи и всей зоне перехода от нижней коры к верхней. Логич но полагать, что в апогее инверсионной стадии там возникают почти изотермические условия, при которых вертикальный гра диент температуры близок к нулю.

4. Во всех трех вариантах мощности геосинклинальной толщи примем, что средняя ее температура на завершении инвер сионной стадии равна 600С. Значения теплоемкости и теплопро водности метаморфазы будем считать такими же, как у осадоч ных пород. Теплота фазового перехода существенно силикатных пород обычно принимается равной 400 Дж/г.

Значения величины mР, как отмечено выше, в ходе инвер сионной стадии не изменяются. В то же время, по мере саморазо грева осадочной толщи и уменьшения вертикального градиента температуры в окрестностях подошвенного ее слоя, значения qН уменьшаются. В конце инверсионной стадии, когда градиент ста новится близким к нулю, qНКОН = 0. При таком ходе событий среднее для инверсионной стадии значение qН можно принять равным 1/2 от начального значения этой величины:

Н, км 10 15 qНСР, Вт/м2 0,02 0,015 0, Использованные здесь значения мощности осадочной тол щи являются приведенными к средней плотности осадочных по род (2,5 г/м3). Ввиду этого они не отличаются от прежних значе ний Н.

Значения суммы mР + qНСР оказываются следующими (Вт/м ):

Р мин. средн. макс.

10 км 0,032 0,036 0, 15 км 0,033 0,039 0, 20 км 0,034 0,042 0, По отмеченной объективной причине, средняя для инверси онной стадии интенсивность притока тепла за счет суммы mР+qН заметно меньше, чем начальная. Что касается средней интенсив ности поверхностного теплового потока qВ, то, согласно фактиче ским данным, она существенно больше начальной.

В.В. Гордиенко, О.В. Завгородняя и Н.М. Якоби [45], опира ясь на данные по тепловому потоку в различных геосинклиналях, охарактеризовали превышение теплового потока над фоновым на орогенном этапе их развития (рис. 3.3). Инверсионная стадия приходится на участок аномальных значений теплового потока.

Максимальное его отклонение от фонового составляет на этом участке 45 мВт/м2. При типичных значениях фонового потока около 45 мВт/м2 максимальные значения аномального потока со ставляют приблизительно 90 мВт/м2.

мВт/м млн лет Рис. 3.3. Временная аномалия теплового потока геосинклиналей [45].

Представляет собой разность между полным и фоновым тепловыми потоками.

1 – экспериментальные значения, 2 – расчетные значения, 3 – осредняющая линия Подобные данные о значениях теплового потока, в зависи мости от возраста складчатости, имеются в работе У.И. Моисеен ко и А.А. Смыслова [91]. На рис. 3.4, заимствованном из этой работы, точка I соответствует структурам Закарпатского прогиба, Малого Кавказа и Кавминводского выступа, для которых возраст вулканизма составляет 1-10 млн лет. Точка II получена для мега антиклинориев Большого Кавказа и Карпат, где возраст складча тости близок к 25 млн лет. Точка III отвечает киммерийской складчатости с возрастом 120-160 млн лет. Остальные точки со ответствуют структурам герцинского, каледонского, байкальско го и протеозойского этапов активизации. Согласно этому графи ку, максимальные значения теплового потока в орогенических областях составляют 90-100 мВт/м2.

q, мВт/м, млн лет – 1;

– Рис. 3.4. Зависимость теплового потока от возраста складчатости [91] 1 – средние значения плотности теплового потока;

2 – периоды активизации На отдельных участках орогенических областей максималь ная плотность теплового потока превышает 100 мВт/м2. Однако в нашем рассмотрении речь идет только о характерных значениях этой величины.

Будем считать, что конечное значение qВ составляет 90 мВт/м2 (0,09 Вт/м2). Начальные значения qВ для рассматривае мых вариантов Р и Н получены выше по формуле (3.10). Теперь можно найти значения для инверсионной стадии: 1) величины qВСР = 1/2(qВНАЧ + qВКОН);

2) величины mР + qНСР – qВСР. Они представлены ниже (Вт/м2):

Р мин. средн. макс.

10 км 0,071 0,073 0, 1) 15 км 0,069 0,072 0, 20 км 0,067 0,071 0, 10 км -0,039 -0,037 -0, 2) 15 км -0,036 -0,033 -0, 20 км -0,033 -0,029 -0, Согласно расчету, в процессе метаморфизма осадочный толщи приток тепла к ней, за счет собственного радиогенного те пловыделения и глубинного теплового потока, не уравновешива ет оттока тепла в виде поверхностного теплового потока:

mР q HCР q ВСР 0 (3.11) Такое соотношение тепловых потоков можно объяснить са моразогревом осадочной толщи под влиянием лабильных источ ников тепла. Повышение ее температуры влечет за собой умень шение qН – с одной стороны и увеличение qВ – с другой. К этому объяснению мы возвратимся при рассмотрении теплового балан са в целом.

Здесь нужно обратить внимание на широко распространен ное представление о связи регионального метаморфизма, грани тоидного магматизма и тектогенеза в геосинклиналях с притоком энергии и вещества к земной коре из глубоких недр. Оно зароди лось в первой половине прошлого столетия и стало научным ре сурсом свободного пользования. Базисными являются идеи подъ ема верхней границы астеносферы, всплывания астенолитов и внедрения диапиров, корового проявления плюмов и суперплю мов, крупномасштабного поступления мантийных флюидов. В соответствии с ними, в ходе орогенной стадии значение qН уве личивается в такой мере, что обеспечивает потери тепла в виде qВ и теплозатраты на метаморфизм, магматизм и тектогенез. Отме ченное представление должно описываться неравенством, обрат ным выражению (3.11): m Р q НСР q ВСР 0. Единственная трудность заключается в недоказанности упомянутых идей. Что касается соотношения (3.11), то оно вытекает из расчетов, осно ванных на эмпирических данных.

Возвращаясь к энергетическому балансу осадочной толщи, отметим, что его удобнее всего анализировать с помощью урав нения (3.8б). Ввиду этого необходимо рассчитать значения вели чины (1/m)(mР+qHСР – qВСР) u при различных вариантах значений m, Р, u. Значения u будем варьировать в пределах 0,1 до 20 млн лет. Полученные результаты отражены в табл. 3.1.

Таблица 3. Вариантные значения величины (1/m) (mР+qHCР – qВCР)u за инверсионную стадию геосинклинально-орогенного цикла (Дж/г) u, млн лет Р, Н, m, 10 Вт/м - 1010г км 0,1 1 5 10 10 2,5 -4,914 -49,14 -245,7 -491,4 -982, 15 3,75 -3,024 -30,24 -141,2 -302,4 -604, 1, 20 5,0 -2,079 -20,79 -103,95 -207,9 -415, 10 2,5 -4,662 -46,62 -233,1 -466,2 -932, 1,6 15 3,75 -2,772 -27,72 -138,6 -277,2 -554, 20 5,0 -1,827 -18,27 -91,35 -182,7 -365, 10 2,5 -4,410 -44,10 -220,5 -441,0 -882, 2,0 15 3,75 -2,520 -25,20 -126,0 -252,0 -504, 20 5,0 -1,575 -15,75 -78,75 -157,5 -315, Рассматриваемая величина чувствительна ко всем варьи руемым параметрам, но более всего – к изменениям массы в вер тикальной колонне метаморфизуемой толщи и продолжительно сти инверсионной стадии. С увеличением m, при прочих равных условиях, она уменьшается (по абсолютным значениям). Увели чение u влечет за собой, наоборот, ее возрастание.

Перейдем к расчету составляющих уравнения (3.8б), не за висящих от u. С учетом (3.11) можно записать:

е сс е см CТ L Ф K Ф mgh (3.12) m Если это соотношение выполняется, то некоторая часть ла бильной энергии (ecc+ecм) может затрачиваться на поверхностный тепловой поток qВ, о чем сказано выше.

По данным пп. 2.3 и 2.4, минимальные, средние и макси мальные значения ecc, ecм и их суммы таковы (Дж/г):

мин. средн. макс.

ecc 100 200 ecм 310 430 ecc+ecм 410 630 Характерное значение СТ определяем по (3.2), принимая, согласно описанию начального и конечного состояний метамор физуемой осадочной толщи, ТНАЧ = 200С и ТКОН = 600С. При С = 1 Дж/г·К находим, что С Т = 400Дж/г.

В ходе регионального метаморфизма, по Ф.М. Ананьеву [5], фазовое превращение претерпевает приблизительно 20% гео синклинальных отложений. Будем полагать, что характерное зна чение КФ составляет 0,2. В таком случае, при LФ = 400Дж/г мы имеем LФКФ = 80Дж/г.

Воздымание поверхности геосинклинальной коры в ходе инверсионной стадии обусловливается разуплотнением во первых, метаморфизуемой осадочной толщи, во-вторых, нижеле жащих слоев земной коры и верхней мантии.

Первое из этих событий непосредственно зависит от мета морфизма и его энергетики, а второе – опосредованно, по сле дующей цепи связей: повышение температуры осадочной тол щи – уменьшение вертикального градиента температуры в ни жележащих слоях коры и верхней мантии – ослабление тепло потерь этих слоев — повышение их температуры и сопутст вующее разуплотнение. В нашем теплобалансовом расчете не обходимо принять во внимание только первое из отмеченных событий.

Если в качестве причины разуплотнения осадочной толщи рассматривать термическое расширение пород, которое реализу ется в виде увеличения высоты вертикальной колонны пород, то Н = НТ, где – температурный коэффициент объемного расширения. При = 10-5 1/К и Т = 400С, находим значения h по вариантам величины H:

Н, км 10 15 h, км 0,04 0,06 0, Воздымание геосинклинальной коры в пределах от 40 до 80 м нельзя считать существенным.

Многие авторы связывают тектонические события орогениче ского этапа развития геосинклиналей с разуплотнением верхнекоро вого материала под влиянием флюидов и магмообразования. Если учесть, что преобразование осадочных пород в метаморфазу неиз бежно сопровождается выделением флюидов (главным образом во ды и углекислоты), то последующее повышение порового давления и разуплотнение – процесс очевидный. Не будем исследовать этот процесс, ограничившись предположением, что именно он вносит основной вклад в геосинклинальный орогенез. В таком случае мы не занизим расхода энергии на тектоническую работу, который опи mgh.

сывается в (3.8б) составляющей m Обозначая плотность осадочных пород и метаморфазы через и м, а увеличение высоты поверхности геосинклинальной тол щи при завершении инверсионной стадии через hn, находим, что hn = (Н/м), где = – м. Поскольку нижняя граница тол щи остается на месте, центр масс колонны воздымается с мень шей амплитудой: h = hn/2 = (Н/2м). С учетом этого выра жения получаем:

1 1 1 mgH E Т m g h (3.13) m 2 м m m Плотность метаморфазы может быть существенно меньше плотности осадочных пород, если поровое давление флюидов в ней превышает литостатическое и вызывает разрыхление мате риала. Однако мы не располагаем фактическими данными или результатами моделирования изменений м в процессе регио нального метаморфизма. В этой ситуации примем такое значение м, при котором обеспечивается воздымание поверхности гео синклинальной коры, соответствующее представлениям об оро генезе. Отмеченному условию более всего отвечает м = 2 г/см3.

E T таковы:

Соответствующие значения hn, h и m Н, км 10 15 hn, км 2,5 3,75 5, h, км 1,25 1,875 2, 1 12,3 18,4 24, E T, Дж / г m Полученные значения (1/m)EТ существенно меньше значе ний других составляющих теплового баланса. Стало быть, любые уточнения м не приведут к заметному влиянию на наши расчеты энергетического баланса.

Сумма затрат энергии, не зависящих от продолжительности инверсионной стадии (CТ L Ф К Ф 1 mgh ), оказывается сле m дующей:

Н, км 10 15 сумма, Дж/г 492,3 498,4 504, Конечно, здесь отражены только лишь характерные значе ния рассматриваемой суммы. В реальности они могут сущест венно варьировать в зависимости от Т и КФ, но на уровне оце ночных расчетов мы не будем входить в частности.

Сравнивая значения есс + есм со значениями рассчитанной суммы, можно констатировать, что условие (3.12), в основном, выполняется. Исключением является вариант минимального зна чения лабильной энергии.

(m p q n q В ) u и Значения составляющих баланса есс+есм, m (сТ L Ф К Ф mgh ) рассчитаны независимо друг от друга m (с некоторой взаимной увязкой, вытекающей из эмпирических представлений о параметрах геосинклинальной толщи в начале и конце инверсионной стадии). Тем не менее вопрос о сходимости баланса нельзя решить простым сопоставлением приходов и рас ходов тепла, поскольку вторая из трех составляющих варьирует в зависимости от u. Данный вопрос можно прояснить, если с по мощью уравнения (3.8б) вычислить невязки баланса (В):

1 В ecc ecм (m Р q H q В )u (CT LФ К Ф mgh ) (3.14) m m Если учесть, что составляющая 1 (m Р q H q В ) u имеет от m рицательные значения, приток энергии формально обеспечивает ся лабильным источником (есс+есм). В действительности он обес печивается также радиогенным тепловыделением пород (mР) и глубинным тепловым потоком (qН). Последние уменьшают абсо лютные значения отмеченной составляющей.

При вычислении значений В мы будем совмещать мини мальные и максимальные варианты значений есс+есм с соответст вующими вариантами значений Р. Это связано с положительной взаимной корреляцией содержания в осадочных отложениях рас сеянного органического вещества, глинных минералов и радио активных элементов (п. 2.5).

Результаты вычислений, с округлением значений до целых величин, представлены в табл. 3.2.

Таблица 3. Вариантные значения балансовой невязки прихода и расхода тепла (В) за инверсионную стадию геосинклинально-орогенного цикла, Дж/г Значения u, млн лет Н, есс, есм, Р км 0,1 1 5 10 10 -87 -131 -328 -573 - Мин. 15 -91 -118 -239 -390 - 20 -97 -116 -199 -303 - 10 138 91 -95 -328 - Средн. 15 129 104 -7 -154 - 20 124 107 34 -58 - 10 353 314 137 -83 - Макс. 15 349 327 226 100 - 20 344 329 266 187 Инверсионная стадия в заданных номинальных ее парамет рах (ТКОН = 600С, qВКОН = 0,09Вт/м2, КФ= 0,2) может реализовать ся только при нулевых значениях невязки. Если она приобретает отрицательные значения, то процессы регионального метамор физма, гранитоидного магматизма и орогенеза возможны в ос лабленной форме или невозможны. С другой стороны, если невязка приобретает положительные значения, то отмеченные процессы неизбежны и протекают с повышенной энергетической активностью. Данные табл. 3.2 полезны тем, что позволяют раз граничить области положительных и отрицательных значений невязки.

Почти нулевое значение невязки (-7Дж/г) имеется только лишь в варианте «Средн.», Н=15 км, u = 5 млн лет. Положение разнознаковых областей невязки зависит от всех варьируемых параметров, но более всего – от собственной энергии осадочных пород и продолжительности инверсионной стадии. В варианте «Мин.» инверсия (в номинальных ее параметрах) невозможна;

в варианте «Средн.» она ограничивается значениями u менее 5 млн лет (при Н = 10 км), 5 млн лет (при Н = 15 км) и менее 10 млн лет (при Н = 20 км);

в варианте «Макс.» она ограничивается значе ниями u менее 10 млн лет (при Н = 10 км), близкими к 15 млн лет (при Н = 15 км) и превышающими 20 млн лет (при Н = 20 км).

Область положительных значений В можно считать обла стью сходимости теплового баланса в том смысле, что процессы инверсии в ее пределах энергетически обеспечены на номиналь ном или более высоком уровне. Эти процессы обусловливаются собственными источниками энергии осадочных пород и проте кают при интенсивности глубинного теплового потока, не пре вышающей фоновую. Таким образом, возникновение инверсион ной стадии поддается объяснению, не прибегая к гипотетическим идеям о внешних (глубинных) источниках энергии.

В соответствии с полученными результатами, схема возник новения инверсионной стадии представляется следующей. На за вершении (или по окончании) осадконакопления нижняя часть геосинклинальной толщи нагревается под влиянием глубинного теплового потока, радиогенного тепловыделения осадочных от ложений и сравнительно низкой их теплопроводности. При неко торых значениях температуры этой части толщи причиной нагре ва пород становятся также экзотермические реакции минераль ных превращений. Дальнейший процесс, относящийся уже к ин версионной стадии, выражается в саморазогреве отложений, про текающем по принципу положительной обратной связи: экзотер мические реакции обусловливают повышение температуры ме таморфизуемых пород, а повышение их температуры стимулиру ет возникновение экзотермических реакций. Первое обоснование изложенной схемы представлено в [133].

В общем случае, скорость гетерогенных химических реак ций зависит от природы и концентрации реагирующих веществ, удельной площади поверхности раздела фаз, температуры ве ществ и других факторов. При прочих равных условиях она воз растет с увеличением абсолютной температуры веществ Т – в со ответствии с известной формулой С. Аррениуса:

k Ae Ea / RT, (3.15) где k – константа скорости реакции, А – предэкспоненциальный множитель, Еа – энергия активации, R – универсальная газовая постоянная.

Экспоненциальная зависимость скорости химических реак ций от температуры свидетельствует о принципиальной возмож ности саморазогрева метаморфизуемой толщи. На первых порах этому процессу способствует глубокое залегание очага метамор физма, препятствующее удалению избыточного тепла из осадоч ной толщи. Тепло затрачивается главным образом на образование метаморфазы и нагрев вышележащих слоев. Скорость их нагрева может быть весьма значительной, так как кроме кондуктивного теплообмена происходит адвекция тепла с потоком флюидов, вы деляющихся из очага метаморфизма. Естественно полагать, что саморазогрев приобретает лавинообразный характер, быстро ох ватывает почти всю толщу (по ее вертикали) и прекращается с исчерпанием ресурсов лабильной геохимической энергии. На за вершающем этапе этого процесса становится значительным по верхностный тепловой поток, включающий кондуктивную и конвективную (вулканическую) составляющие. Начинается уда ление избыточного тепла, накопленного в ходе метаморфизма.

При прочих равных условиях, чем быстротечнее развивается инверсионная стадия, тем меньше интегральные теплопотери метаморфизуемой толщи во внешнюю среду и больше энерго обеспеченность процессов разогрева пород, гранитоидного маг матизма и тектогенеза. Это принципиально важное обстоятельст во нам удалось отобразить в табл. 3.2, задавая различные значе ния u. Положительные значения балансовой невязки, приурочен ные к относительно малым значениям u, означают наличие из быточной энергии по сравнению с номинальными ее затратами (на нагрев пород до 600С, плавление 20% массы пород и текто ническую работу). Например, в варианте «Средн.», при Н=15 км и = 1 млн лет мы имеем В=104Дж/г. С учетом этого балансового превышения доля пород, претерпевающих плавление, должна со ставлять не 20, а 46% от массы осадочной толщи.

Саморазогрев геосинклинальной толщи развивается подоб но экзогенному пожару. В условиях неограниченного притока окислителя (атмосферного кислорода) всегда имеет место само развитие пожара, обусловливающее его скоротечность. Анало гичные условия имеются в осадочной толще: окисление органи ческого вещества обеспечивается имеющимися в этих породах кислородосодержащими минералами (за исключением силика тов), а реакции образования гипогенных минералов из гиперген ных в основном не нуждаются в окислителях. В отличие от экзо генных пожаров саморазогрев метаморфизуемых пород имеет ог раниченные возможности для бокового распространения.

В нашем рассмотрении u – это, можно сказать, физическая продолжительность инверсии, используемая по отношению к участку геосинклинальной толщи (или к толще в целом, если до пускать повсеместную синхронность ее созревания). В реально сти события инверсионной стадии развиваются в области осадко накопления ГОС не вполне синхронно. Вследствие этого геоло гическая продолжительность стадии, относящаяся к ГОС в целом, больше физической.

Инверсионная стадия переходит в собственно орогенную стадию (или, по весьма распространенным представлениям, явля ется частью орогенной стадии). Независимо от варианта пред ставлений, к этому времени бывшая осадочная толща трансфор мировалась в толщу метаморфазы, включая гранитоидный рас плав. Трансформация произошла выборочно – на зрелых участ ках геосинклинали. Эти участки испытали то или иное возды мание по отношению к соседним инертным участкам. На таком фоне возникает комплекс орогенических событий, которые рас сматриваются ниже (п. 3.3).

В простейшем случае основные события орогенной стадии – это затвердевание гранитоидной магмы, охлаждение метаморфо генных пород, постепенное уменьшение интенсивности поверх ностного теплового потока и оседание поверхности земной коры.

На протяжении орогенической стадии (от окончания инверсии до начала платформенного этапа эволюции коры) в составе qВ должен быть удален избыточный запас тепла не только верхней коры, но и подстилающей части литосферы (появившийся на стадии осадко накопления и инверсии вследствие экранирования глубинного теп лового потока qН). Как следствие, процесс снижения значений qВ на каждом участке ГОС, испытавшем орогенез, должен быть долгим.

Этот процесс мы будем называть физической продолжительностью орогенической стадии. Геологическая продолжительность рассмат риваемой стадии в той же ГОС больше физической в силу непол ной синхронности орогенических событий на различных ее участ ках. Это в полной мере касается длительности снижения величины qВ на графиках рис. 3.3 и 3.4, которая достигает нескольких сотен миллионов лет.

Наш взгляд на продолжительность событий инверсии и орогенеза согласуется с мнением по этому вопросу М.А. Гонча рова: «Характерная длительность складкообразования – 1 млн лет, с точностью до половины порядка, то есть от сотен тысяч до нескольких миллионов лет. Характерное время пребывания коры в «горячем» состоянии, от начала регионального метаморфизма до постскладчатых гранитоидных интрузий, составляет 30 млн лет, также с точностью до половины порядка, то есть от 10 до 100 млн лет» ([43], с.56). В его раскладе времени, основанном на геологических данных, инверсионные события ограничиваются временем в несколько миллионов лет. В нашем рассмотрении временное ограничение подобного масштаба вытекает из энерге тических возможностей этих событий.

3.3. Геосинклинально-орогенная система как региональный геологический осциллятор Согласно анализу энергетического баланса инверсионной стадии геосинклинально-орогенного цикла, осадочные породы являются не только материалом, но и источником энергии для образования метаморфогенных пород и горноскладчатых соору жений. От внешнего источника энергии – глубинного теплового потока (qH) – требуется всего лишь сохранение фоновой интен сивности (при некоторых вариациях, связанных с изменениями верхнекорового градиента температуры). Поскольку анализ имеет общий характер (по охвату действующих факторов и их значе ний), с достаточными основаниями можно считать, что выявля ется единый термодинамический механизм возникновения цик лов в геосинклинально-орогенных системах (ГОС) различных ти пов. Он заключается в накоплении геохимической энергии оса дочных пород и последующей ее реализации в виде тепла и тек тонической работы. Непосредственной причиной термического импульса, необходимого для регионального метаморфизма, гра нитоидного магматизма и орогенеза, являются реакции мета морфизма (лабильный источник энергии).

Подобными термодинамическими механизмами возникно вения циклических событий обладают многие естественные и технические системы. Жизненный цикл атмосферных циркуля ционных систем, таких, как кучевые облака и циклонические вихри, в значительной мере связан с накоплением в воздушных массах скрытой энергии водяного пара и последующим конден сационным ее выделением (с переходом в явное тепло и движе ние воздуха). В функциональных циклах животных и человека периоды накопления биохимической энергии за счет пищи чере дуются с различными по продолжительности периодами ее рас ходования на тепловыделение, механическую работу и другие статьи затрат. В различных технических системах и установках, включая двигатели внутреннего сгорания, осуществляются циклы преобразования химической энергии топлива в теплоту и другие виды энергии.

Отмеченное подобие можно считать общенаучным доводом в пользу концепции геохимической аккумуляции солнечной энергии и ее высвобождения в ходе геосинклинально-орогенных циклов. Вследствие этого теряется смысл в идеях орогенеза, свя занных с плейт-тектоникой, плюм-тектоникой и другими гипоте зами глубинной геодинамики. Некоторым оправданием их суще ствования могли бы послужить доказательства отсутствия в оса дочных породах геохимической энергии или ее непричастности к геосинклинально-орогенному процессу. Реальные геохимические и геотектонические знания не дают надежд на появление таких доказательств.

Если ГОС рассматривать в качестве естественной техноло гической установки, то на входе она «потребляет» осадочные по роды, обладающие необходимым запасом геохимической энергии и определенной начальной температурой, а на выходе «продуци рует» метаморфогенные породы, тектонические движения, по вышенный тепловой поток и поток летучих веществ – воды, дву окиси углерода, соединений серы, азота и других элементов, свойственных биокосной материи (рис. 3.5).

Метаморфогенные породы Осадочные породы Тектонические движения (с необходимым запасом ГОС Повышенный тепловой поток собственной энергии и оп ределенной начальной Летучие вещества.

температурой) Рис. 3.5. Блок-схема геосинклинально-орогенной системы Принципиальная возможность функционирования ГОС оп ределяется отмеченными характеристиками осадочных пород. Их можно представить в виде энергетического и термического кри териев возникновения инверсионной стадии геосинклинально орогенных циклов.

Энергетический критерий вытекает из уравнения (3.12) с учетом того, что затраты энергии на тектогенез невелики и без существенной погрешности их можно приравнять к нулю. Полу чаем выражение е сс е сm СT L Ф K Ф, (3.16) в соответствии с которым для возникновения инверсионной ста дии лабильная энергия осадочных пород, в общем случае, должна превышать затраты тепла на нагрев осадочной толщи и частичное ее плавление. При малых значениях u (менее 1 млн лет) возни кает приближенное равенство левой и правой частей (3.16). Здесь не следует упускать из виду, что геологическая продолжитель ность инверсионной стадии может быть существенно больше физической ее продолжительности.

Термический критерий связан с тем, что для высвобождения лабильной энергии осадочные породы должны быть нагреты до начальной температуры ТМНАЧ, обеспечивающей сравнительно высокие скорости метаморфических реакций окисления органи ческого вещества и образования гипогенных минералов из гипер генных. Этому требованию должна отвечать начальная темпера тура нижней части геосинклинальной толщи (ТННАЧ), так как процесс регионального метаморфизма развивается снизу вверх.

Таким образом, данный критерий имеет вид:

ННАЧ МНАЧ (3.17) В температуре ТННАЧ опосредуются мощность осадочной толщи и другие факторы, влияющие на термическое состояние ее подошвенного слоя. Температура МНАЧ, конечно, не имеет кон кретного значения. Она варьирует в некотором диапазоне в зави симости от состава и дисперсности минеральной массы осадоч ных пород в нижней части геосинклинальной толщи. Следуя представлениям о ступенях метаморфизма, она близка к 400С.


Реакции регионального метаморфизма начинаются, если условие (3.17) накладывается на уже выполняющееся условие (3.16).

В таком случае происходит саморазогрев метаморфизуемых по род – вплоть до их плавления. Зона повышения температуры при этом распространяется на вышележащие слои осадочной толщи и очаг метаморфизма разрастается. Процесс приобретает лавино образный характер и может протекать весьма быстро (по геоло гическим масштабам времени). Он прекращается с исчерпанием запасов лабильной энергии осадочных пород. В это время зем ная кора геосинклинали приобретает наибольшее «тепловое возбуждение» и начинается собственно орогенная стадия ее развития.

Рассмотрим теперь сочетания энергетического и термическо го условий начала инверсионной стадии и попытаемся внести яс ность в некоторые вопросы, трудные для учения о геосинклиналях.

1. Окончание стадии осадконакопления характеризуется вы полнением обоих условий сначала на отдельных участках гео синклинальной толщи, а потом на преобладающей площади ее распространения. В таком случае инверсионная стадия начинает ся еще до полного завершения осадконакопления и геосинкли нально-орогенный процесс протекает непрерывно. Следуя имеющимся описаниям типового геосинклинального цикла, от меченное развитие событий чаще всего повторяется в эволюции ГОС и его можно считать нормативным. Если воспользоваться понятием «созревание геосинклинали», с помощью которого ха рактеризуют подготовительный процесс к инверсионной стадии, то нормативному развитию ГОС соответствует раннее или свое временное созревание геосинклинали. Смысловое содержание используемого понятия можно и нужно конкретизировать: зрелой мы будем называть геосинклиналь, осадочная толща которой от вечает требованиям (3.16) и (3.17).

2. Другое сочетание энергетического и термического усло вий может быть следующим: по окончании стадии осадконакоп ления энергозапас отложений – достаточный, а температура в ос новании толщи еще не достигла уровня, соответствующего нача лу реакций метаморфизма. В условиях квазистационарного тер мического режима осадочной толщи даже небольшое необходи мое повышение температуры может растянуться на длительный промежуток времени. Возникает разрыв во времени между ста диями осадконакопления и инверсии, которой следует интерпре тировать как позднее созревание геосинклинали. Учитывая это, фактические данные о запаздывании инверсионной стадии нельзя считать признаком независимости орогенического режима от геосинклинального и, тем более, доказательством ошибочности учения о геосинклиналях. Понятно, что общее правило развития событий в ходе геосинклинально-орогенных циклов не ограничи вается нормативным случаем (1) и является более широким.

3. Вполне вероятным может быть сочетание необходимого энергозапаса осадочной толщи и принципиальной невозможно сти достаточного нагрева ее нижних слоев для начала инверсион ной стадии. Такое сочетание должно возникать при сравнительно небольшой мощности осадочной толщи (или отдельных ее участ ков) по окончании стадии осадконакопления. Имеющиеся знания о стратисфере дают основания считать, что в геосинклинально орогенных и других областях земной коры имеются многочис ленные разновозрастные осадочные линзы с нереализованными запасами геохимической энергии. Каждая из них представляет собой энергетический резерв для геосинклинально-орогенного процесса. Если такая линза вновь окажется в зоне осадконакоп ления, то возникает вероятность формирования осадочной тол щи большой мощности, которая будет вовлечена в инверсион ную стадию по первому или второму сочетаниям критериев (3.16) и (3.17). Стало быть, имеются основания говорить о пе реходящих запасах геохимической энергии, участвующих в создании термического импульса геосинклинально-орогенных циклов (наравне с энергией более молодых осадочных пород).

Заслуживает внимания то, что переходящие запасы энергии за действуются во многих естественных, технических и экономи ческих системах. Это явление могло сыграть решающую роль в геосинклинально-орогенном процессе формирования Гималаев, южноамериканских Анд и других крупных горноскладчатых сооружений.

4. Завершение стадии осадконакопления может характеризо ваться и такой ситуацией, при которой термическое условие (3.17) выполняется, а энергосодержание осадочной толщи оказы вается недостаточным. Пониженное энергосодержание характер но для осадочных толщ, сформированных в межконтинентальных и внутриконтинентальных бассейнах седиментации, где активны процессы карбонато- и соленакопления. Эти толщи, не обеспечи вая энергией инверсионный процесс, становятся отмирающей ча стью ГОС и переходят в состав платформ. Возможно, что про движение Уральской ГОС в сторону Каспийского и Аппалачской ГОС в сторону Мексиканского седиментационного бассейна пре кратилось в мезокайнозое в связи с отмеченной причиной.

5. Если осадочная толща характеризуется низким энергосо держанием и сравнительно небольшой мощностью, то вместе с энергетическим не выполняется и термический критерий регио нального метаморфизма. Этот случай примыкает к предыдущему (четвертому) сочетанию и касается осадконакопления главным образом в пределах континентальных платформ.

В целом условия (3.16) и (3.17) полностью определяют воз можность возникновения в ГОС инверсионной и орогенической стадии. Результаты анализа этих условий укладываются в учение о геосинклиналях без какой-либо необходимости изменить его.

При этом уточняется понимание событий геосинклинально орогенного цикла, известных по эмпирическим данным. Если принять во внимание зависимость возникновения циклов от не скольких сочетаний энергетических и термических критериев, то можно сформулировать вывод обобщающего плана: в природе цикла заложены предпосылки вероятностной (вариантной) его реализации. Вследствие этого проявление геосинклинально орогенных циклов в глобальном ансамбле ГОС должно иметь от четливо выраженный стохастический характер.

В соответствии с нашим объяснением механизма геосинк линально-орогенного цикла ГОС – это саморазвивающаяся тер модинамическая система, в которой реализуется завершенный круговорот вещества литосферы и структура земной коры транс формируется в направлении от океанической к континентальной.

Дополнительное рассмотрение динамики и развития ГОС проведем с помощью функциональной схемы этой системы (рис. 3.6). В ее рамках название структуры «геосинклиналь» ис пользуется в узком смысле слова, а широкое понимание термина «геосинклиналь» и «геосинклинальная система» переносятся на ГОС.

Д Денудация Осадко ОС1(Д) накопление ОС1 ОС Д М ОРОГЕН ГЕОСИНКЛИНАЛЬ В2 В1 М В1(М) Метаморфизм Воздымание Н В2(Н) Воздымание Нагрев нижней коры и верхней мантии Рис. 3.6. Функциональная схема геосинклинально-орогенной системы (по [136], с изменениями). ОС1(Д) – зависимость осадконакопления от денудации пород орогена;

ОС2 – осадконакопление за счет внешних источников терригенного материала;

В1М – воздымание вследствие возникновения метаморфазы;

В2(Н) – воздымание вследствие термического разуплотнения (и частичного плавления) пород нижележащих слоев коры и верхней мантии Схема отражает тот факт, что в большинстве ГОС геосинк линали и орогены сосуществуют, находясь на тех или иных ста диях развития. Исключением являются зарождающиеся ГОС, имеющие в своей структуре только лишь геосинклинальные про гибы, и отмирающие ГОС, у которых имеются орогены, а области осадконакопления уже «недееспособны», так как характеризуют ся третьим или четвертым сочетанием критериев (3.16) и (3.17).

В общем случае ГОС может состоять из нескольких функ ционально связанных между собой геосинклиналей и орогенов.

Показанное на схеме объединение одной геосинклинали и одного орогена соответствует простейшему строению ГОС.

Геосинклиналь и ороген объединены обратной связью, включающей воздымание (В1), денудацию (Д), осадконакопление (ОС1), метаморфизм с гранитоидным магматизмом (М). Смысл отмеченного (главного) контура связи соответствует базовым эм пирическим представлениям о геосинклинально-орогенном про цессе и в то же время о круговороте вещества литосферы.

В этом контуре воздымание В1 обусловливается образо ванием метаморфазы: В1=В1(М). Формирование орогена со провождается процессами денудации (Д) и осадконакопления (ОС1). Накопление осадков, происходящее в геосинклинали, представлено на схеме как ОС1 = ОС1 (Д). Некоторая часть об разующихся осадков уходит за пределы ГОС в седиментаци онные бассейны соседних или отдаленных структур. Накоп ленные, в том числе переходящие запасы осадочных пород, с их собственной энергией, претерпевают метаморфизм и маг матизм (М). Поскольку этот процесс реализуется в виде тер мического импульса (при первом или втором сочетаниях кри териев (3.16) и (3.17)), весь геосинклинально-орогенный про цесс протекает в виде циклов.

В динамических системах характер той или иной обратной связи оценивается по реакции процесса на возмущение (отклоне ние от равновесия). В нашем анализе возмущение можно задать (пока только мысленно, ибо математической модели ГОС не име ется) на любом участке рассматриваемой главной обратной связи.

Допустим, вследствие флуктуации в событии В1(М) или по ка кой-либо другой причине ороген приобрел увеличенные размеры.

При прочих равных условиях, последующие процессы денудации (Д) и осадконакопления (ОС1) будут активнее обычных. Естест венно, что в геосинклинали накопится повышенный запас геохи мической энергии и дальнейший орогенез будет отличаться сверхнормативными размерами. Если же допустить, что возму щение ослабило орогенез, то на новом витке геосинклинально орогенного цикла произойдет дальнейший спад орогенеза.


Выявленная способность поддерживать и усиливать отклонение в системе является признаком действия положительной обратной связи. Такого рода связи свойственны неравновесным самоорга низующимся системам. По этому признаку ГОС относится к их числу.

Наряду с воздыманием В1 на схеме показано воздымание В2, являющееся функцией нагрева нижней коры и верхней мантии:

В2 = В2(Н). Нагрев Н, как уже отмечалось, вызывается экрани рующим воздействием на глубинный тепловой поток осадочных отложений и метаморфазы.

Имеется несколько причин, обусловливающих воздымание В2 в тех или иных тектонических условиях.

Первая из них, мало зависящая от тектонической ситуа ции, выражается в термическом расширения материала нижней коры и верхней мантии. С целью ориентировочной оценки можно предположить, что в отмеченной области тектоносферы происходит нагрев толщи мощностью 100 км в среднем на К. В таком случае при коэффициенте объемного температурно го расширения материала = 2·10-5 1/К высота орогена увели чится на 0,2 км. Эту оценку можно считать скорее завышенной, чем заниженной.

Вторая причина касается развития ГОС в пределах океани ческой и субокеанической коры. При неглубоком залегании асте носферы нагрев (Н) распространяется на ее верхнюю часть. Как следствие, неизбежны некоторая экспансия астеносферы и уве личение доли расплава в ней. Эти изменения должны сопровож даться воздыманием орогена. Реологическая расслоенность верх ней мантии и размытость литосферно-астеносферной границы (чему уделяется значительное внимание в геодинамических по строениях Н.И. Павленковой [103]), не могут воспрепятствовать отмеченным изменениям. Роль таких изменений еще предстоит выяснить, хотя, по предварительным соображениям, она вряд ли существенна.

Третья причина касается развития ГОС в пределах субкон тинентальной и континентальной коры, уже обладающей гра нитно-метаморфическим слоем. Повышение средней температу ры метаморфизуемой геосинклинальной толщи до 600С (n.3.2) означает, что в ее подошве температура достигает 700-800С. В подстилающем слое коры уровень нагрева должен быть таким же. Этого может быть достаточно для возникновения там грани тоидного расплава палингенно-анатектического генезиса. Плав ление уже имеющихся гранитов облегчается тем, что их состав близок к эвтектическому. Плавлению других (в той или иной ме ре метаморфизованных) пород может способствовать реализация переходящих остатков содержащейся в них лабильной энергии.

Тем самым имеется вероятность возникновения сравнительно глубоких коровых очагов гранитной магмы, сопутствующего раз уплотнения коры и ее воздымания. Если фазовому переходу под вергается слой мощностью 10 км и его объем увеличивается на 10-20%, то В2 = 12 км. Такое воздымание можно считать весьма существенным. В тех случаях, когда «плавучесть» гранитоидной магмы обусловливает деформации верхней коры и дает начало крупным интрузиям, в виде куполов и батолитов, формируются горные сооружения с более значительной амплитудой поднятия.

Цепь взаимодействий В2 – Д – ОС1 – Н – В2 образует еще один контур положительной обратной связи, подобный, но не идентичный описанному выше.

Наличие зависимостей В1(М) и В2(Н) свидетельствует о том, что в рамках ГОС имеет место несколько механизмов орогенеза. Их изучение, в общем контексте математического моделирования ГОС различных типов, может привести к инте ресным выводам о причинах орогенических событий и приро де их разнообразия.

Кроме положительных обратных связей, ороген и геосинк линаль охвачены местными отрицательными обратными связя ми, которые ответвляются соответственно от Д и М. Рассмотрим их роль.

Результирующее воздымание орогена, на каждом его участ ке, представляет собой алгебраическую сумму В1 + В2 – Д, где ве личину Д необходимо выражать в толщине слоя горных пород, удаленных за тот или иной промежуток времени. Энергия дену дации пропорциональна превышению отметок рельефа над ре гиональным базисом эрозии (обычно над уровнем моря). Она близка к нулю при малых превышениях и увеличивается по мере их возрастания, «пытаясь» возвратить рельеф в устойчивое рав новесное состояние. Тем самым обратная связь через Д оказывает стабилизирующее воздействие на процесс орогенеза, хотя ее эф фективность недостаточна, чтобы исключить возникновение крупных поднятий. В сущности здесь мы имеем дело с принци пом регулирования процессов «по отклонению» Ползунова Уатта, который давно сформулирован в теории систем автомати ческого регулирования и управления. Возможность его примене ния по отношению к геологическому процессу изменений разме ров суши рассмотрена в работе В.Я. и С.Я. Сергиных [125].

Аналогичным образом на каждом участке геосинклинали масса осадочных пород изменяется в зависимости от изменений суммы ОС1 + ОС2 – М, где ОС2 – приток осадочного материала из источников, внешних по отношению к данной ГОС. Обратная связь через М ограничивает возможности увеличения массы гео синклинальной осадочной толщи. Это регулирование происходит не плавно, а скачком: метаморфизм «уничтожает» осадочные по роды после того, как толща становится зрелой по энергетическо му и термическому параметрам.

Отрицательные обратные связи, с их стабилизирующей ро лью, обязательно присутствуют в самоорганизующихся динами ческих системах. ГОС не являются исключением.

С учетом обратных связей схема «запуска» геосинклиналь но-орогенного процесса и его выхода на квазистационарный ре жим представляется следующей.

Исходным событием является накопление в некотором про гибе земной коры мощной осадочной толщи с нормативным или повышенным содержанием геохимической энергии. В ее основа нии происходит повышение температуры, связанное с низкой те плопроводностью осадочных пород и их радиогенным тепловы делением. Когда достигается термическое условие начала регио нального метаморфизма, происходит реализация лабильной энергии и превращение пород толщи в метаморфазу. Этот сброс энергии обусловливает инверсию тектонического режима – воз дымание зародившегося орогена. При наличии метаморфазы верхняя кора находится в состоянии механической неустойчиво сти, что влечет за собой горообразовательные события. Они ус ложняются «тепловым возбуждением» нижележащей части коры и верхней мантии. В частности, если происходит палингенно анатектическое возникновение гранитоидной магмы, то орогенез активируется ее «всплыванием» и формированием крупных ин трузивных тел типа батолитов и куполов. Связанное с тектогене зом усложнение рельефа (появление горных сооружений и со пряженных с ними депрессий) создает предпосылки для интен сивных процессов денудации поднятий и осадконакопления в но вообразованных прогибах. По мере затвердевания магматических очагов, охлаждения земной коры орогена и понижения темпера туры верхней мантии происходит неравномерное оседание бло ков земной коры. В учении о геосинклиналях оно описывается как «обрушение» в пределах орогенов на заключительной стадии геосинклинально-орогенных циклов.

Возникновение первого геосинклинально-орогенного цикла выводит ГОС на режим циклического развития, не избавленный от сильных флуктуаций по причинам, отмеченным ранее. Конеч но, в этом режиме конфигурация орогенов и геосинклиналий не прерывно изменяется. ГОС в целом испытывает смещения, «за хватывая» участки с относительно тонкой корой и оставляя после себя участки с мощной корой континентального типа. На обсуж даемой схеме (см. рис. 3.6) нет возможности отразить ни измене ний конфигурации, ни смещений ГОС. Не показана также роль терригенного материала, уходящего за пределы ГОС. Этот мате риал поступает в близлежащие и отдаленные седиментационные бассейны существующих или зарождающихся ГОС. В последнем случае происходит размножение (тиражирование) геосистем. Оно способствует формированию геосинклинально-орогенных облас тей и поясов. Способность к тиражированию проявляется и у других геосистем [134]. В частности, для общей циркуляции ат мосферы типичны серии (семейства) циклонов, а для речных до лин равнинных областей – серии (связки) меандров.

Из описания геосинклинально-орогенного процесса следует, что зарождение и существование ГОС обусловлено упомянутыми ранее термодинамическими циклами: аккумуляция геохимиче ской энергии – ее реализация в виде тепла и тектогенеза. Именно в этой связи появляется такая структурно-функциональная орга низованность ГОС, которая превращает систему в генератор цик лов или, иными словами, в региональный геологический осцил лятор. Согласно методологической разработке А.П. Руденко [117], ГОС – система с циклической формой внутренних процес сов. По его классификации структуры и эволюции материальных объектов окружающего мира, такого рода системы обладают сле дующими характеристиками (извлеченными из составленной им таблицы):

– принцип организации – неравновесное упорядочение;

– тип упорядочения – самоорганизация;

– тип устойчивости – динамический;

– направленность изменений при образовании – к неравно весию;

– энергетика образования – энергия затрачивается;

– взаимоотношение объектов со средой – открытые систе мы, существование в ходе обмена веществ и энергии;

– характер внутренних циклических процессов – необрати мые, затухающие, использующие энергию обменного процесса на свое поддержание на стационарном уровне;

– характер структуры – образование неравновесной струк туры и функций в обменном процессе;

– стабильные объекты – не существуют.

ГОС, как открытая система, получает лабильную энергию из окружающей среды по цепи связей: солнечная радиация – дену дация и осадконакопление – собственная геохимическая энергия осадочных пород. Вследствие этого энергетика образования ГОС сопряжена с затратами энергии внешнего источника – в полном соответствии с рассматриваемым перечнем характеристик. Энер го- и массообмен с окружающей средой поддерживают процессы в ГОС (в планетарном ансамбле ГОС) на стационарном уровне.

Геосинклинально-орогенные циклы, согласно существую щим геотектоническим представлениям, являются вынужденны ми, порожденными периодическими воздействиями извне. Во преки этим представлениям, мы приходим к выводу о возникно вении циклов вследствие собственных колебательных свойств (автоколебательности) ГОС.

А.В. Лукьянов [87], проводя исследование автоколебатель ных геологических систем, особое внимание уделяет наиболее распространенным – релаксационным автоколебательным систе мам. Он отмечает, что в таких системах имеется механизм перио дического возникновения напряжений (любой природы, не толь ко механических) и последующего их исчезновения (релаксации в широком смысле слова). В каждой системе обязательно присут ствует накопитель вещества или энергии и «нелинейный эле мент», переключающий режим накопления на режим расходова ния. Характеристики генерируемых колебаний и даже сама воз можность их возникновения определяются параметрами систем (ввиду чего некоторые специалисты называют релаксационные автоколебания параметрическими).

В качестве примера релаксационной автоколебательной системы, возникающей в ходе магматического процесса, приво дится модель проплавления литосферы, опубликованная А.Н. Тихоновым, Е.А. Любимовой и В.К. Власовым в 1969 и 1972 гг. Модель описывает разогревающуюся за счет радиоак тивного распада Землю с постоянной температурой на ее поверх ности. Основным варьируемым параметром модели является эф фективная теплопередача эф в расплаве, которая принимается выше теплопроводности нерасплавленных пород и позволяет имитировать конвективный теплообмен. При используемых зна чениях теплофизических параметров модели радиоактивный рас пад вызывает повышенные температуры и аккумуляцию тепла в земных недрах. Вследствие этого на глубинах 400-500 км начина ется плавление пород, теплопроводность там переключается с на эф, запас тепла расходуется на продвижение фронта плав ления верх до глубин 150 30 км от земной поверхности. Сопут ствующее понижение температуры сопровождается кристаллиза цией расплава, которая начинается на глубинах его зарождения, распространяется вверх и «догоняет» фронт плавления. У возни кающих магматических пород восстанавливается теплопровод ность. Вновь происходит накопление тепла, и цикл проплавле ния верхней мантии («зонной плавки») повторяется.

А.В.Лукьянов предложил усложненные модели проплавле ния литосферы, где более полно учитывается ее строение. На ос нове полученных результатов он приходит к следующему выво ду: «Анализ разнообразных моделей проплавления литосферы не оставляет сомнений в возможности существования в коре и ман тии Земли внутреннего источника пульсаций с периодом во мно гие миллионы лет. Этот источник может охватывать большие площади и влиять на характер теплового потока, магматизма и тектонических движений» ([87], с.33). В то же время он отмечает трудность геологической интерпретации полученных результатов и необходимость увязки модельных экспериментов с феномено логическими материалами о тектоно-магматических событиях.

Модели проплавления литосферы, изложенные в обсуждае мой работе, заслуживают пристального внимания с методических позиций дальнейшего исследования циклической динамики ГОС.

В качестве «внутреннего источника пульсаций» надо будет при нимать собственную геохимическую энергию верхнекоровых по род. Что касается данного момента, то нас интересует механизм релаксационных автоколебаний в геосистемах и мы возвращаем ся к его рассмотрению.

Широкой известностью в науке о Земле пользуются пред ставления о релаксационных автоколебаниях, свойственных сис темам осадконакопления на субаквальных и субаэральных скло нах. Эти процессы выражаются, например, в квазипериодическом возникновении подводных оползней и мутьевых потоков, осовов рыхлого материала на горных склонах и склонах барханов, снеж ных лавин на горных склонах нивальной зоны. В схематическом плане каждый автоколебательный цикл включает: 1) аккумуля цию материала на склоне и формирование осадочного тела с воз растающим запасом потенциальной (гравитационной) энергии;

2) изменение в основании осадочного тела соотношения сдви гающих и удерживающих сил в пользу первых;

3) потерю устой чивости осадочного тела, переход его потенциальной энергии в кинетическую, сброс осадочного материала со склона в зону дол говременной аккумуляции и восстановление условий для нового цикла.

«Нелинейным элементом» в рассматриваемых системах яв ляется удерживающая сила, вызванная сцеплением осадочных тел с подстилающим субстратом и внутренним трением частиц осадочного материала. Когда сдвигающая сила нарушает струк турные связи, вызывающие сцепление, удерживающая сила резко уменьшается и возникают условия механической неустойчиво сти, при которых осадочное тело приходит в движение. Анало гичным образом, когда в несвязном (сыпучем) теле сдвигающая сила становится больше силы внутреннего трения, начинается смещение рыхлого материала. Физически понятное уменьшение трения (с возрастанием скорости смещения) приводит к активи зации движения сыпучих осадочных тел.

Эти рассуждения будут более корректными, если вместо «сил» использовать «напряжения». Геология имеет дело с про странственно неоднородными системами, параметры которых изменяются от точки к точке. У любой склоновой седиментаци онной системы при образовании осадочного тела возникают поля сдвигающих и удерживающих напряжений. Эти поля не могут быть скоррелированы в такой мере, чтобы неустойчивость син хронно возникла на всем пространстве осадочного тела. В точках первоначального ее проявления происходит смещение осадочно го материала, влекущее за собой «цепную реакцию» нарушения структурных связей и ослабления упора частиц рыхлого мате риала в непосредственном (все более расширяющемся) окруже нии. Развивается процесс быстрой релаксации удерживающих напряжений, охватывающий значительную или преобладающую часть осадочного тела. Оставшаяся на месте часть этого тела, где механизм релаксации не сработал, представляет собой переходя щий запас вещества и энергии, который вовлекается в движение в ходе следующих автоколебательных циклов.

Каждая склоновая седиментационная система подвержена воздействию большого количества внешних факторов, способных стимулировать пульсационное удаление осадочного тела и усили вать стохастичность циклического процесса. Эти факторы («спус ковые крючки») воздействуют на систему не иначе, как через пара метры устойчивости осадочного тела – сдвигающие и удерживаю щие напряжения. При более широком взгляде на геосистемы изоби лие внешних факторов и способность их воздействия только через параметры геосистем можно считать общим правилом. В этой си туации распространенное в науке о Земле стремление объяснять биосферные, геологические и иные события внешними воздейст виями и «спусковыми крючками» представляется малопродуктив ным, ибо для адекватного понимания их роли необходимы знания о собственной динамике геосистем. Такого рода облегченный подход к решению проблем, без постановки системного их анализа, пре вращается в затяжное гипотезотворчество и мифотворчество. Не та ково ли положение дел, например, в проблемах причин вымирания различных групп живых организмов биосферы (включая динозав ров), изменений климата Земли (в том числе современного потепле ния климата), геологической эволюции Земли?

В механизме геосинклинально-орогенного цикла задейство ваны процессы, соответствующие общей природе релаксацион ных автоколебаний:

– накопление в осадочной толще запаса лабильной геохими ческой энергии, которая может быть реализована при определен ных термических условиях;

– повышение температуры в основании осадочной толщи до значений, приводящих к возникновению неустойчивого термо химического состояния отложений;

– превращение лабильной геохимической энергии в тепло вую и ее последующий сброс за пределы системы (то есть релак сация энергетических «напряжений» в ГОС).

Роль «нелинейного элемента», переключающего накопление энергии на ее расходование, выполняет температура в основании осадочной толщи. Повышение ее до значений, соответствующих условию (3.17), приводит к лавинообразному термохимическому выделению тепла и саморазогреву пород. Что касается важней ших параметров, определяющих возможность релаксационных автоколебаний, то таковыми являются содержание лабильной энергии и температура пород. Они задействованы в критериях (3.16) и (3.17).

Геосинклинальная толща может аккумулировать массу и энергию равномерно, неравномерно и весьма неравномерно – за счет переходящих запасов, заключенных в ранее образовавшихся осадочных линзах, в той или иной мере подвергшихся метамор физму. Независимо от этого, тепловыделение происходит только в виде пульсаций, возникающих при определенных значениях пара метров толщи, соответствующих зрелому ее состоянию. Здесь имеет место переход количественных изменений в качественные – как и в других релаксационных автоколебательных системах.

Аналогией саморазогрева осадочной толщи можно считать самовозгорание штабелей торфа, угля и горючих сланцев, а также породных отвалов со значительным содержанием органического материала. При прочих равных условиях возможность самовоз горания зависит от количественных параметров штабелей и отва лов (их массы и формы). Понятно, что пульсация (в виде само возгорания) происходит и при равномерном, и при неравномер ном формировании штабеля или отвала.

Самовозгоранию предшествует некоторый подготовитель ный процесс, включающий повышение температуры материала, выделение летучих веществ и другие изменения ([46], т. 4). Гео синклинальная осадочная толща также проходит подготовитель ный процесс, протекающий на начальной стадии регионального метаморфизма. Его изучение представляет большой интерес для понимания условий развития более поздней стадии метаморфиз ма, сопряженной с саморазогревом осадочных пород. Но этот во прос детализации исследования выходит за рамки нашей работы.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.