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 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 4 ] --

В организованности динамических систем проявляется принцип структурно-функционального единства, суть которого – во взаимозависимости структуры системы и ее функций. В соот ветствии с ним, если автоколебательный механизм возникнове ния геосинклинально-орогенных циклов отвечает действительно сти, можно надеяться на сопутствующее реалистичное объясне ние других особенностей строения, динамики и развития ГОС.

Коснемся некоторых из них, иллюстрируя изложение схемой из менения структуры окраинно-континентальной ГОС на протяже нии одного цикла (рис. 3.7).

Рис. 3.7. Схема развития окраинно-континентальной ГОС на протяжении геосинклинально-орогенного цикла I, II – геосинклинальная стадия и начало инверсии;

III – инверсионная стадия;

IV, V – собственно орогенная стадия и заложение геосинклинали следующего цикла.

1 – уровень моря;

2 – «базальтовый» слой континентальной коры и верхняя зона океа нической литосферы (преимущественно базальты);

3 – гранитно-метаморфический слой континентальной коры;

4 – осадочные и эффузивно-осадочные отложения;

5 – ме таморфаза и гранитоидная магма палингенно-анатектического происхождения;

6 – вул канизм, связанный с астеносферными выплавками;

7 – вулканизм, связанный с мета морфазой и палингенно-анатектической магмой;

8 – зоны оседания литосферы Окраинно-континентальные геосинклинали обычно закла дываются в латеральном сопряжении с молодыми орогенами. В нашем случае рассматривается геосинклиналь, связанная с пас сивной континентальной окраиной. Тем самым демонстрируется одна из альтернативных возможностей образования ГОС.

В геологическом прошлом геосинклинальная история кале донид Скандинавии началась на окраине Европейской платфор мы, а герцинско-альпийская геосинклиналь Атласа заложилась на окраине Африканской платформы. Аналогичным образом можно предвидеть появление в геологическом будущем зрелых геосинклиналей, частично наложенных на пассивные континен тальные окраины. В первую очередь это касается областей, при мыкающих к устьям рек Амазонки, Конго, Инда и Ганга, где про исходит накопление мощных осадочных толщ.

Зарождение геосинклинали (схема I) представлено с учетом результатов математического моделирования осадконакопления на континентальной окраине атлантического типа, проведенного А.С. Девдариани и Т.М. Аквис [53]. Осадочная линза приобрета ет большую мощность в связи с изостатическим оседанием лито сферы под нагрузкой аккумулирующихся и уплотняющихся осадков. Оседание сопровождается возникновением разломно магматических систем (РМС), которые концентрируются во фронтальной зоне геосинклинали, где особенно активны верти кальные деформации литосферы. Функционирование РМС вызы вает накопление там базитов и утолщение «базальтового» слоя земной коры.

Инверсионная стадия начинается в активной части геосинк линали (эвгеосинклинали), где осадочная толща имеет наиболь шую мощность (схема II). С появлением метаморфазы и увеличе нием ее мощности в геосинклинальной толще возникает состоя ние механической неустойчивости, поскольку метаморфаза, раз уплотненная флюидами, является менее плотной по сравнению с вышележащими осадочными породами. Энергию неустойчивости (ЕН) можно определить по очевидной формуле:

Е Н mg ( ZH Z У ), (3.18) где m – масса материала (метаморфазы и пород) в метаморфи зуемой области геосинклинали;

g – ускорение силы тяжести;

ZH – высота центра масс материала в состоянии неустойчивой плотностной его стратификации, отсчитываемая от подошвы гео синклинальной толщи;

ZУ – высота этого центра в состоянии ус тойчивой стратификации, при которой метаморфаза будет распо лагаться над вышележащими осадочными породами.

В геологической теории и практике давно изучено возник новение и высвобождение энергии неустойчивости в областях, осадочный чехол которых содержит соляные толщи. «Всплыва ние» там соли, с образованием соляных куполов и валов, сопро вождается оседанием и деформациями вышележащих более плотных пород ([46], т. 4). По аналогии с соляно-купольной тек тоникой в учении о геосинклиналях сформировались представле ния о тектонической роли «всплывания» метаморфизуемых оса дочных пород и гранитоидной магмы. Как правило, в качестве важной причины разуплотненности и подвижности этих субстан ций считается повышенное содержание в них флюидов, главным образом воды [14, 43, 77].

Наличие флюида, как отмечают Г.Г. Лаперзин, В.В. Ривер дато и В.В. Хлестов [77], радикально изменяет реологию пород, на много порядков увеличивая скорость деформаций. Дискусси онным, по их мнению, является вопрос об источниках флюида.

Из имеющихся альтернатив (коровый или мантийный источник) они отдают предпочтение первому. А.Г. Давыдченко [52] полага ет, что водные растворы зон метаморфизма и ультраметаморфиз ма составляют часть водной системы, находящейся в геохимиче ском круговороте в пределах гранитно-гнейсового слоя коры и дневной поверхности. Разделяя утверждение А.Г. Давыдченко, мы придерживаемся более определенной точки зрения: флюиды образуются в ходе реакций метаморфизма, когда гипергенные минералы превращаются в гипогенные. По мере кристаллизации метаморфазы флюиды поступают в верхнекоровые гидротер мальные системы и гидросферу. Количественная сторона вопроса не вызывает сомнений, поскольку почти каждая реакция мета морфизма сопровождается выделением Н2О или СО2 (пп. 2.3, 2.4).

В отношении мантийного источника флюидов большой ин терес представляет вывод, полученный в геохимическом иссле довании И.Я. Азбель и И.Н. Толстихина: «Все современные мо дели свидетельствуют о ранней и весьма интенсивной дегазации Земли: в течение 10-100 млн лет» ([4], с. 97). Если все же допус кать наличие в мантии существенного количества флюидов (в ви де консервативной примеси, сохраняющейся миллиарды лет), то по какой причине они удаляются из практически закрытой сис темы мантийного вещества? В литературе о предполагаемой ми грации флюидов из мантии к земной коре и сопутствующих эф фектах (таких, как подъем вещества и энергии с больших глубин, формирование астеносферы и реологической расслоенности верхней мантии, проявление метасоматизма и гранитизации) мы не находим ни ясного описания механизмов раскрытия системы, ни обоснования пространственных и временных закономерностей функционирования этих механизмов, ни подтверждений реально сти большинства постулируемых эффектов.

Тем не менее допустим, что потоки мантийных флюидов существуют и вызывают метасоматический процесс гранитиза ции пород почти любого типа. В таком случае гранитоидный магматизм и орогенез должны проявляться на стадии заложения каждой эвгеосинклинали, когда активно протекает инициальный базитовый магматизм, связанный с повышенной проницаемостью литосферы по глубинным разломам. В действительности грани тоидный магматизм и орогенез проявляются намного позднее – при наличии мощной осадочной толщи, когда проницаемость литосферы минимальна и приток мантийных флюидов почти ис ключается. Таким образом, произвольные допущения заводят в тупик. Остается добавить главное: идея о притоке флюидов из мантии остается невостребованной, так как метаморфизуемая осадочная толща самостоятельно обеспечивает возникновение флюидов, гранитоидов и энергии механической неустойчивости.

В русле этих знаний и представлений, в том числе выводов С.В. Чеснокова [177] о важной роли в геосинклинальном процес се субвертикальных перемещений материала, на схеме III показа ны валообразные воздымания метаморфазы в осевой зоне эвгео синклинали и сопряженное оседание осадочных пород. Эти дви жения можно считать главной причиной складкообразования, охватывающего метаморфазу и неметаморфизованные отложения (на схеме отображаются деформации только лишь последних).

Складкообразование обусловливается не только воздыманием верхнекоровой толщи, но и пластичностью метаморфазы. Опре деленное сочетание этих факторов, в принципе, – необходимое и достаточное условие также для формирования надвигов и надви говых покровов (шарьяжей).

Эти структуры возникают при гравитационных склоновых смещениях крупных блоков (пластин) верхней коры. Пластина теряет устойчивость, если сдвигающее напряжение в ее основа нии () становится равным сопротивлению сдвигу. В механике грунтов для оценки устойчивости используется формула Навье Кулона [160]:

0 ( p ), (3.19) где 0 – сцепление (предел прочности материала на сдвиг при от сутствии нормального напряжения);

– коэффициент внутренне го трения;

– нормальное напряжение (давление), создаваемое материалом пластины в ее основании;

р – поровое давление;

( – р) – эффективное нормальное напряжение (давление), кото рое теоретически может понижаться до 0, если р =.

Метаморфаза, подстилающая пластину, обусловливает по ниженные значения как сцепления (0), так и коэффициента внут реннего трения (). Вследствие этого пластина теряет устойчи вость при небольших значениях, соответствующих малым ук лонам рассматриваемого нами валообразного поднятия. Сдвиг (срыв) может происходить не в поверхностном, а в сравнительно глубоком слое метаморфазы, где давление флюидов приближа ется к литостатическому и ( – р)0. В таких условиях надвиги и шарьяжи могут охватывать крупные участки ГОС, находящиеся во фронтальной и тыльной зонах зародившегося орогена.

В настоящей работе под «орогеном» подразумевается об ласть ГОС с тектоническим режимом, в ходе которого возникают и эволюционируют горно-складчатые структуры. Завершение ин версионной и начало собственно орогенной стадии (в промежут ке между схемами III и IV) характеризуются реализацией лабиль ной геохимической энергии в геосинклинальных трогах, окайм ляющих первичные поднятия орогена. Стало быть, существует тектонический механизм, последовательно вовлекающий гео синклинальные осадочные породы в региональный метаморфизм и саморазогрев. Он принимается во внимание в теплобалансовых расчетах (п. 3.2) и позволяет опираться на выделение лабильной энергии, эквивалентное ее запасам во всей исходной осадочной толще. Впрочем, главное значение имеет то, что процесс мета морфизма, распространяясь вверх, охватывает молодые отложе ния разреза геосинклинали. Вследствие этого, как отмечает М.С. Дюфур [56], гранито-гнейсовые купола или валы удается наблюдать на поверхности даже в слабоэродированных складча тых областях, в том числе альпийских.

В оформившемся орогене (схема IV) продолжаются «всплы вание» метаморфазы и оседание вышележащих осадочных пород с образованием горно-складчатых структур и вторичных геосинк линальных трогов. Существенную роль в этом процессе может играть переплавление метаморфогенных пород более ранней ге нерации (показанное в левой части схемы). В условиях горного рельефа «загрузка» вторичных геосинклиналей осадочным мате риалом должна происходить весьма быстро. То же самое касается последующего метаморфизма осадочных пород, протекающего при повышенном термическом фоне орогена.

В этих быстротечных геосинклинально-орогенных циклах прояв ляется возрождение геосинклинального процесса в ходе орогене за (по В.М. Муратову) или волновой характер орогенного режима (по В.В. Белоусову). Таким образом, тектоническая активность орогена обусловливается не только запасами тепловой энергии, оставшимися после инверсионной стадии, но и вторичными гео синклинально-орогенными событиями. Естественно, что ороген приобретает динамическую самостоятельность и способность из менять тектонический план исходной геосинклинали и ГОС в це лом. Это изменение может выражаться в слиянии соседних гео синклиналей и возникновении крупного сложно построенного ре зультирующего орогена. На схеме удается отобразить только по следнее.

Метаморфическая переработка осадочного материала, на чавшаяся во фронтальной части геосинклинали (эвгеосинклина ли), продолжается и завершается в тыловой ее части (миогео синклинали), отличающейся пониженными характеристиками удельного энергосодержания осадочной толщи и температурного фона земной коры. Это показано на схемах IV и V в виде после довательного смещения границы метаморфаза – метаморфоген ные породы от эвгеосинклинали к миогеосинклинали. В том же направлении смещается вулканизм, связанный с магмой гранито идного состава. На стыке ГОС с континентальной платформой, где условия для регионального метаморфизма неблагоприятны, закладывается краевой прогиб. В целом геосинклинально орогенный процесс «накатывается» на край платформы, что со ответствует представлениям учения о геосинклиналях, касаю щимся типичного взаимоотношения замыкающейся геосинкли нали с платформой.

На стадии орогенеза исчерпываются энергоресурсы гео синклинальной осадочной толщи и, с уменьшением контрастно сти рельефа, снижаются возможности быстрого их возобновления.

Завершение этой стадии характеризуется превращением мета морфазы в метаморфогенные породы, охлаждением новообразо ванного гранитно-метаморфического слоя и нижележащих слоев литосферы, уплотнением литосферы и оседанием ее поверхности.

Средняя амплитуда оседания, как следует из оценок предшество вавшего воздымания, измеряется первыми километрами. Это «обрушение» литосферы способствует возобновлению морских условий осадконакопления на участках орогена с тонким гранит но-метаморфическим слоем. Тем самым, наряду с осадконакоп лением на прилегающей субокеанической коре, воссоздаются ус ловия для следующего геосинклинально-орогенного цикла.

Охлаждение гранитно-метаморфического и «базальтового»

слоев земной коры орогена сопровождается термоупругим сжа тием (термической усадкой) горных пород. Если выделить куби ческий объем пород с длиной ребра, то линейная деформация описывается выражением:

Т, (3.20) где – коэффициент линейного термического сжатия горных по род, Т – понижение их температуры.

Деформация вдоль вертикальной оси является частью отме ченного выше термического оседания земной коры. Что касается сжатия по горизонтальным осям, то оно сопровождается появле нием напряжений растяжения. Для случая идеально упругих деформаций значения можно оценить с помощью формулы Гука:

Е / ЕТ, (3.21) где Е – модуль Юнга.

Если при охлаждении коры достигается соотношение = n, где n – предел прочности пород на разрыв, возникают вертикальные трещины (разрывы). Они ориентированы по норма ли к вызвавшим их напряжениям и снимают эти напряжения. Поле горизонтальных напряжений может получать разрядку двумя сис темами разрывов, образующих ортогональную сетку. Представля ется очевидным, что одна система должна закладываться по нор мали к простиранию горно-складчатых структур и снимать наибо лее массовые термические напряжения, ориентированные вдоль орогена. Другая система должна быть продольной и снимать на пряжения в поперечном его сечении. Этот теоретический вывод соответствует геологическим данным о поперечных и продольных разломах, свойственных орогенам земного шара.

Мы полагаем, что хрупко-упругими свойствами обладает только верхняя часть литосферы толщиной 10 – 20 км [127, 133].

(В гипотезе тектоники литосферных плит такими свойствами на деляется вся литосфера [108, 150], но это предположение лишено оснований).

Если охлаждение верхней коры орогена приводит к соот ношению n, то происходит углубление разрывов за ее пре делы. Это связано с двумя факторами: во-первых, со взаимным сцеплением слоев литосферы (ее монолитностью);

во-вторых, с концентрацией напряжений в вершинах возникающих трещин, направленных вглубь литосферы. В пределе разрывы могут рас секать всю литосферу и достигать астеносферы.

Для возникновения такого события растягивающая сила в верхней коре должна быть равна или больше прочности на раз рыв всей литосферы. В соответствии с этим можно записать:

K H K L ПЛ H Л L, (3.22 а) К ПЛ Н Л / Н К, (3.22 б) где К – среднее напряжение растяжения в верхней коре;

НК – толщина верхней коры;

L – горизонтальная протяженность трещин;

ПЛ – средний предел прочности литосферы на разрыв;

НЛ – толщина литосферы.

Оценим правую и левую части (3.22 б) и выявим их соотно шение.

В соответствии с (3.21), К = ЕТК. Типичные значения мо дуля Юнга для пород земной коры имеют порядок 1011Н/м2, а ко эффициента линейного температурного расширения и сжатия – приблизительно 8·10-6 1/К [145]. Характерные значения ТК мож но считать равными 100 К. Отсюда К = 8·107 Н/м2. В условиях стандартной температуры у большинства горных пород предел прочности на разрыв находится в диапазоне от 3·106 до 107 Н/м2 [145]. С повышением температуры его значения пони жаются [163]. Мы вряд ли занизим значением ПЛ, если примем его равным 7·106 Н/м2. При НЛ = 100 км и НК = 20 км находим, что ПЛ НЛ/НК = 3,5·107 Н/м2.

Согласно нашей оценке, соотношение (3.22б) выполняется и разрывы могут рассекать всю литосферу.

Разрывы, проникающие до астеносферы, вызывают локаль ное снижение литостатического давления и декомпрессионное выплавление базитовой магмы. Это объяснение магматизма на заключительной стадии геосинклинально-орогенного цикла ото бражено на схемах IV и V.

Глубинные разломы, вызывающие базитовый магматизм, представляют собой разломно-магматические системы (РМС).

Имеется причина, по которой наиболее сложной динамикой должны отличаться продольные РМС орогенов. Дело в том, что по ним происходят большие по амплитуде вертикальные смеще ния литосферных блоков в процессе денудации хребтов и осад конакопления в депрессиях. Сопутствующее раскрытие разломов неизбежно активизирует излияния базитовой магмы на поверх ность земной коры. Отток вещества из астеносферы вызывает но вые подвижки блоков и новые проявления магматизма. Вследст вие термического оседания орогенов излияния базитов могут быть не только субаэральными, но и субаквальными.

Излагаемые события не нашли полного отражения на рис. 3.7. Более того, нужно признать, что разломно магматические структуры представлены на нем скорее в услов ном, чем содержательном виде. На месте непрерывных, в значи тельной мере горизонтальных границ в действительности имеет место вертикальная расчлененность коры, в том числе вулкано генно-осадочных образований. Задачу более адекватного модель ного отображения структурной сложности ГОС на различных стадиях ее развития придется отнести на будущее.

Тем не менее из анализа термической истории орогенной стадии следует, что имеются механизмы формирования разлом но-блоковой структуры орогенов, базитового магматизма и большого по амплитуде оседания земной коры. В связи с этим мы приходим к объяснению сейсмической активности орогенов, не прибегая к помощи плитотектоники с ее представлениями о субдукции и коллизии. Физически понятной причиной сильных землетрясений является образование глубоких разрывов, в ходе которых потенциальная энергия термоупругих напряжений пе реходят в кинетическую энергию «отскакивающих» в стороны краев литосферных блоков. Некоторый вклад в сейсмичность могут вносить также смещения, связанные с оседанием земной коры. То же самое касается сдвиговых смещений, вызванных горизонтальными подвижками ее блоков в условиях механиче ской неустойчивости орогенов. Сжатие литосферы можно счи тать маловероятной причиной землетрясений, поскольку почти исключается возможность значительных по амплитуде быстрых ее деформаций.

В описании геосинклинально-орогенного цикла мы рас сматривали ГОС окраинно-континентального типа с норматив ными энергетическими и термическими возможностями ее раз вития. В реальном разнообразии тектонических условий заложе ния ГОС, энергетических и термических их параметров неиз бежны многочисленные вариации протекания циклов. Так, если тектоническая ситуация лимитирует накопление осадочной тол щи и возможности ее созревания, то вместо продолжения цикла в земной коре останется некоторый запас геохимической энергии, «ожидающей» своей реализации в отдаленном будущем (как бы фиксируется схема I). Если инверсионная стадия начнется в ус ловиях небольшого энергозапаса осадочной толщи, то апогей геосинклинально-орогенного цикла не выйдет за рамки событий, отраженных на схеме II. На месте геосинклинали возникнет не высокое сводовое поднятие. Последующее охлаждение земной коры приведет к более или менее выраженным разломным дис локациям. Описываемый ход событий можно считать типичным для «вырожденных» ГОС континентальных платформ, в том чис ле авлакогенов. Примером такой ГОС является верхнепалеозой ский Днепрово-Донецкий авлакоген. В случае сверхнормативных энергоресурсов геосинклинальных отложений, особенно при на личии переходящих запасов лабильной энергии, орогенез должен отличаться, наоборот, активностью и продолжительностью. Такая ситуация, надо полагать, имела место в полициклической Тибет ско-Гималайской ГОС – вследствие межконтинентального ее по ложения, при котором денудация собственных орогенов попол няла осадочным материалом главным образом свои геосинкли нальные бассейны. Типичные окраинно-континентальные ГОС, по-видимому, менее эффективны в плане аккумуляции продуктов разрушения собственных орогенов. Более или менее значитель ная часть осадочного материала может уходить в латеральном и дистальном направлениях. В худшем случае на схеме V не долж но быть отчетливо выраженного седиментационного бассейна.

Рассматриваемая ситуация, вероятно, сложилась в нижнепалео зойской Скандинавской ГОС и верхнепалеозойской Аппалачской ГОС. Они утратили способность к непрерывным дальнейшим ос цилляциям.

Миграция терригенного материала на значительное рас стояние от окраинно-континентальных областей денудации при водит к формированию осадочных линз, выдвинутых в пределы океанского ложа. Существенную роль в их образовании играют рельеф морского дна и морские течения. Возникновению линз и седиментационных бассейнов способствуют вулканические гря ды, возникающие в холодные (особенно ледниковые) периоды в связи с появлением на дне океана разломно-магматических сис тем (пп. 5.3, 5.4). Каждая крупная линза, «продавливая» литосфе ру, активизирует существующие и порождает новые РМС. При этом возникает, в форме обособленной эвгеосинклинали, океани ческая ГОС. Так можно представить себе еще один механизм но вообразования ГОС (теперь уже не окраинно-континентальных, а океанических).

Функционирование РМС, приуроченных к зарождающейся океанической ГОС, обусловливает декомпрессионную «откачку»

из астеносферы базитовой магмы и формирование из нее вулка нических построек (с участием материала из переплавленных осадочных пород). При слоистой структуре астеносферы зона ее дренирования должна распространяться не столько вглубь, сколько в горизонтальном направлении и приобретать значи тельную ширину. В связи с этим представляется вполне понят ным существование протяженных участков компенсационного оседания литосферы – глубоководных желобов, окаймляющих островные дуги. Их можно считать динамическими составляю щими океанических (и окраинно-континентальных) ГОС, в пре делах которых вулканическая деятельность дренирует астено сферу. Подобного рода мысль о генетическом единстве пары ост ровная дуга – глубоководный желоб давно высказана геологами.

Логично полагать, что объем вулканитов (VВ), аккумулирован ных в островных дугах (или, если смотреть более широко, в эвге осинклиналях океанических и окраинно-континентальных ГОС), должен быть больше объема сопутствующих им желобов (VЖ).

Это соотношение (VВ VЖ) поддается эмпирической проверке.

Дренирование астеносферы и сопутствующее оседание ли тосферы происходят с обеих сторон океанической ГОС. Однако эти процессы не могут проявляться эквивалентно, поскольку уча стки дна океана, разделяемые ГОС, различаются по темпам осадконакопления, строению земной коры и тектоносферы в це лом. Наибольшее оседание претерпевает наименее «плавучий»

участок с плотной собственно океанической литосферой. Здесь возникает желоб, образующий фронтальную часть ГОС. Участок на противоположной (тыльной) стороне ГОС, обладающей утол щенной океанической или субокеанической литосферой, оседает в меньшей мере. Кроме того сравнительно быстрое осадконакоп ление, свойственное тыльной части развивающейся структуры, вуалирует эффект оседания. Тем самым становится ожидаемым асимметричное строение океанической ГОС, что соответствует фактическим данным. При всем том теоретически не исключает ся вариант почти эквивалентного проявления оседания и заложе ния желобов с обеих сторон ГОС. Этот вариант почти симмет ричного бифронтального строения океанической ГОС также име ет место в действительности.

Согласно плейт-тектонике, глубоководные желоба должны располагаться на океанической стороне островных дуг и ориен тироваться своими линиями простирания навстречу движущимся (и поддвигающимся) океаническим плитам. Имеющиеся случаи противоположного расположения желобов и нейтральной (боко вой) ориентации линий их простирания, а также островных дуг с двумя окаймляющими желобами несовместимы с основными по стулатами плейт-тектоники. Эти случаи побуждают разработчи ков плейт-тектоники вводить идеи о микроплитах и их переме щениях для того, чтобы не утрачивалось восприятие работоспо собности концепции в данной ее части. То же самое им прихо дится делать и в других частях концепции.

Согласно нашим представлениям, ориентация желобов оп ределяется региональными геологическими условиями заложения и развития океанических ГОС как самоорганизующихся геосис тем. Она может быть различной, хотя глобальный фактор (тяго тение рассматриваемых геосистем к периферии океанов) обу словливает вполне понятное преобладание тыльных частей ГОС со стороны континентов, а фронтальных – со стороны океанов.

Причина отмеченного тяготения – доминирование в океане цир кумконтинентального осадконакопления и формирование окра инно-континентальных седиментационных бассейнов.

Источником энергии для развития каждой океанической ГОС является собственная энергия осадочных отложений, нака пливающихся в седиментационном бассейне. В соответствии с этим тыльная часть ГОС становится зоной протекания обычного геосинклинально-орогенного процесса. В течение нескольких циклов он проходит по всему бассейну. Если бассейн представля ет собой окраинно-континентальное море, то ГОС «накатывает ся» на окраину континента и расширяет ее за счет области с но вообразованной континентальной корой. В том же направлении мигрирует зона вулканической активности. Такого рода события, судя по геологическим данным, происходят при развитии Кам чатской ГОС. В случае обособленного седиментационного бас сейна на месте ГОС образуется микроконтинент, подобный Но возеландскому.

Л.М. Парфенов и Б.А. Натальин [107], анализируя эволю цию активных континентальных окраин, отмечают, что остров ные дуги смещаются к океану не постепенным волнообразным накатыванием, а резким перемещением (от 150 до 500 км) на но вую позицию. Это явление, соответствующее описанному выше за рождению океанической ГОС, влечет за собой сложную (по конфи гурации структур) эшелонированность переходных зон, несовмес тимую с представлениями о субдукции. Известные слова австралий ского геолога С.У. Кэри (S.W. Carey) «субдукция – это миф», оказы ваются справедливыми не только в узком смысле, но и в широком восприятии плейт-тектоники. Идеи этой «тектоники» не увязывают ся с реалиями полисистемной организованности тектоносферы.

В окружающем нас мире в каждом типе самоорганизую щихся систем идентичность их природы вполне сочетается с ин дивидуальным разнообразием результатов их развития. Нагляд ный пример – человеческая популяция с её неповторимыми ин дивидами. ГОС не являются исключением. По отношению к ним можно сформулировать следующие выводы:

– эти геосистемы идентичны по источникам энергии своего развития и циклическому (пульсационному, осцилляционному) характеру своей динамики;

– механизм их развития характеризуется взаимным подоби ем, хотя имеются существенные различия в сложности и интен сивности протекающих тектоно-магматических процессов;

– в различных региональных геологических условиях они приводят к образованию сильно различающихся структур земной коры, родственных только лишь в типологическом плане.

3.4. Формирование континентов При анализе энергетики, самоорганизации и развития гео синклинально-орогенных систем нам не пришлось вступать в противоречие с эмпирическими основами учения о геосинклина лях и платформах. Тем самым в построении концепции геологи ческого развития Земли мы можем опереться на основное гео эволюционное представление «классической» геологии, сформу лированное Е.В. Павловским: «Общая направленность тектони ческого процесса с начала архейской эры и до настоящего време ни выражается в сокращении площади первичных симатических платформ и в разрастании континентальных вторичных сиаличе ских платформ» ([104], с. 82). Согласно этому представлению, структура литосферы преобразуется в последовательности:

океанические геосинклинально-орогенные континентальные платформы области и пояса платформы При такой направленности геологической эволюции логич но полагать, что на начальной её стадии вся литосфера была океанической, а геосинклинально-орогенный процесс образова ния континентальной коры только зарождался. В п. 5.4 представ лены доказательства генетической однородности вертикального разреза океанической литосферы, в соответствии с чем ранний этап её формирования протекал в условиях существования Миро вого океана. Это положение подкрепляется рассмотрением про цесса возникновения воды на Земле и выводом о том, что макси мальный объём вод Мирового океана приходился на начало гео логической истории (п. 6.4). В этой связи возникает вопрос: ка ким образом зарождалась континентальная кора в условиях пол ностью океанической Земли?

Для ответа на этот вопрос примем во внимание, что после аккреции, образования ядра, мантии и первичной коры Земля об ладала повышенным теплозапасом. На ранней геологической стадии происходил интенсивный сброс тепла, который протекал, в нашем рассмотрении, на дне океана, при участии эффузивной деятельности (п. 5.4). Естественно полагать, что некоторые об ласти верхней мантии отличались пониженной плотностью мате риала и проявлялись в виде возвышенностей. Базитовая магма, которая изливалась в пределах этих возвышенностей, характери зовалась сравнительно большим содержанием легкоплавких ком понентов (повышенной кислотностью). Участки дна, где отме ченная особенность магмы была наиболее выраженной, обладали изостатическими преимуществами в формировании сначала под водных, а потом надводных вулканических построек. В таких ус ловиях возникли архипелаги вулканических островов и начались процессы круговорота вещества литосферы, которые привели к зарождению континентальной коры.

Подобное мнение о причинах гипсометрической дифферен циации первичной земной коры, но в условиях отсутствия океана, мы встречаем в работе А.К. Соколовского, В.Я. Федчук, А.К. Корсакова: «Таким образом, еще в конце догеологического этапа развития Земли могли быть заложены предпосылки для по следующего возникновения протоконтинентов и протоокеанов – соответственно относительно приподнятые в результате изоста зии области с повышенной мощностью первичной коры и опу щенные области с менее мощной первичной корой более основ ного состава» ([141], с.4).

Круговорот вещества в пределах архипелагов, включая дену дацию, осадконакопление, метаморфизм и переплавление отложе ний, протекал на фоне активной вулканической деятельности.

В осадочно-вулканогенном комплексе роль осадочных пород и их дериватов вряд ли была преобладающей. Ограниченное простран ство островов лимитировало возможности экзогенной геохимиче ской дифференциации вещества. Отложения осадочно-вулкано генного комплекса должны были характеризоваться значительной плотностью. При малой «плавучести» этих отложений древнейшие участки континентальной коры (и литосферы в целом) приобретали большую мощность.

По мере расширения островов, активизации терригенного осадконакопления, увеличения мощности и энергосодержания осадочных линз возникли предпосылки для зачаточного проявле ния геосинклинально-орогенного процесса. Архипелаги остро вов, с их морскими бассейнами, стали областями образования горно-складчатых структур, осложненных разломообразованием и магматизмом. Этим структурам, надо полагать, были свойствен ны ячеистые очертания. По-видимому, в таких условиях и таким образом сформировались ядра древних континентальных плат форм. Географическое их положение, в нашем видении, отражает преемственность структур на переходе от предгеологического этапа развития Земли к геологическому:

области мантии архипелаги древнейшие ядра древних с пониженной вулканических геосинклинально- континентальных плотностью островов пер- орогенные платформ материала вичного океана структуры Исходные области этого ряда располагались на земном ша ре, вероятнее всего, случайным образом. Стало быть, имеется возможность объяснить тот факт, что в пространственном рас пределении существующих древних платформ и континентов не выявлены сколько-нибудь очевидные закономерности.

Островные очаги возникновения континентальной литосфе ры появлялись и функционировали независимо друг от друга.

Ввиду этого следует ожидать, что древнейшие ядра континентов в той или иной мере разновозрастны.

Изложенные представления согласуются с фактическими данными о начальной геоэволюции, приведенные в [114, 119, 130, 149, 171, 194] и других работах. В частности, это касается раннеархейского существования гидросферы, осадочно метаморфического генезиса древнейших пород континентальной коры, проявлений нуклеарной структуры в пределах архейских комплексов платформ. Таким образом, получает определенное решение вопрос о начальном этапе геоэволюции и возникновении праконтинентов.

Дальнейшее расширение праконтинентов происходило в связи с экспансией и тиражированием геосинклинально орогенных систем. Имеются основания полагать (п. 3.3), что этот процесс был центробежным, поступательно-возвратным, нерав номерным по отношению к границам каждого зачаточного кон тинента. При сближении границ соседних микроконтинентов возникал межконтинентальный морской бассейн, где имело ме сто интенсивное осадконакопление. Геосинклинально-орогенная трансформация земной коры этого бассейна в континентальную кору происходила центростремительно. Горно-складчатые струк туры заполняли бассейн асимметрично или более-менее концен трически. Такого рода спайка первичных континентов сопровож далась появлением относительно крупных континентальных глыб, которые в свою очередь развивались центробежно и, сбли жаясь, порождали геосинклинально-орогенные области с центро стремительным замыканием.

Отметим, что микроконтинентом мы называем остров, об ладающий типичной континентальной корой и ясно выраженны ми подводными окраинами с континентальным склоном и под ножьем.

Изложенное представление об эволюции континентов в про тогее, согласно данным исторической геологии, является дейст венным и в отношении неогея. На некоторой стадии укрупнения континентов существенное геодинамическое значение, как из вестно, приобрела тектоническая стабилизация зрелых орогенов и их трансформация в континентальные платформы. В то же вре мя все более масштабными становились геосинклинально орогенные области, прилегающие к платформам и занимающие межплатформенное положение. Как следствие, происходило объ единение рассматриваемых областей с образованием геосинкли нально-орогенных поясов.

Принцип их возникновения можно назвать объединитель ным, или присоединительным. В соответствии с этим каждый геосинклинально-орогенный пояс должен характеризоваться раз новозрастностью образующих его структур и большой продол жительностью формирования. Кроме того в развитии пояса дол жен проявляться эффект самоусиления. Чем крупнее пояс, тем больше тектонических предпосылок для возникновения новых геосинклинальных бассейнов и заполнения их осадками. После дующее созревание и замыкание геосинклиналей сопровождается складко- и горообразованием, а также разломно-магматическими событиями, что ведет к дальнейшему увеличению пояса.

Объединительный способ возникновения отчетливо про явился у Кордильерско-Андийского (Восточно-Тихоокеанского) геосинклинально-орогенного пояса. Существующий облик он приобрел в кайнозое, когда образовался Панамский перешеек и возникла структурная связь между Кордильерским и Андийским поясами. Тот и другой ранее развивались самостоятельно – по мере укрупнения геосинклинально-орогенных областей, зало жившихся еще в протерозое. Орогены этих поясов, сформиро ванные в условиях окраинно-континентальных ГОС, входят в со став континентальных глыб и образуют контрастную границу с океаном.

В отличие от окраинно-континентального Кордильерско Андийского пояса, Средиземноморский (Средиземноморско Индонезийский) пояс развивался в условиях межконтиненталь ных и внутриконтинентальных морей. Естественно, что он харак теризуется менее упорядоченными простираниями образующих его структур и менее выраженной целостностью. Прихотливые, в том числе петлевидные, очертания имеющихся там горно складчатых структур отражают конфигурацию геосинклинальных седиментационных бассейнов. Вполне справедливым представля ется мнение В.В. Белоусова [14] и других авторов о том, что от меченные формы несовместимы с идеями складко- и горообразо вания вследствие перемещения и напора литосферных плит. В морском бассейне восточной части пояса, зажатом между Индий ским, Сибирским и Китайским континентами, вероятно, сложи лись особо благоприятные условия для активного осадкообразо вания и геосинклинально-орогенного процесса. Так можно объ яснить образование в фанерозое аномально мощной континен тальной коры и масштабных горных сооружений Тибетско Гималайской области. Что касается возможностей самоусиления в развитии рассматриваемого пояса, то они уже исчерпаны и со храняются только в Индонезийской геосинклинально-орогенной области.

Более древний Урало-Монгольский (Урало-Охотский) пояс также развивался в условиях межконтинентальных морских бас сейнов, которые со временем обосабливались, сокращались и ис чезали. Там сформировались не менее выраженные, чем в Среди земноморском поясе, геосинклинально-орогенные области с кон центрически-зональным структурным планом. К их числу отно сится Казахстанско-Тяньшаньская область, которая испытывала центростремительное замыкание. Принципиально иное – центро бежное расширение Верхояно-Чукотской области, проанализиро ванное В.Ф. Белым [16], логично увязывается с возможностями свободного её развития в сторону Тихого океана.

Поздний этап эволюции рассматриваемого пояса протекал в обстановке преимущественно субконтинентальной и континен тальной коры. Широкое распространение в это время получили ГОС континентального типа, в том числе вырожденные геосинк линально-орогенные структуры, приуроченные к областям с не доразвитым гранитно-метаморфическим слоем. По-видимому, они формировались в тектоническом режиме миогеосинклина лей. В соответствии с данными пп. 3.2 и 3.3 вполне понятна си туация, при которой запасы собственной энергии осадочных от ложений обеспечивали лишь нагрев земной коры и сопутствую щее образование палингенно-анатектических гранитоидов. Как следствие, преобладали тектонические деформации в виде сво дообразного воздымания соответствующих платформенных об ластей и последующих разрывных дислокаций, вызванных охла ждением земной коры. На этом фоне возникали глыбовые горы, абсолютная высота которых могла быть весьма значительной, по скольку исходные структуры представляли собой возвышенности или плоскогорья. Отмеченные события можно считать причиной тектоно-магматической активизации молодых платформ, обстоя тельно изученной геологами на примере рассматриваемого пояса.

За исключением энергетической стороны тектогенеза наш вывод не добавляет чего-то нового к имеющимся знаниям. В обобщаю щей работе Н.И. Николаева [99] сказано, в частности, о том, что образование участков расплава в линзах гранитов приводит к их разуплотнению и воздыманию хребтов на 1,5 - 2 км относительно сводового поднятия.

Горно-складчатые области Восточных окраин Азии и Авст ралии, вместе с прилегающими океаническими ГОС, логично на зывать Западно-Тихоокеанским геосинклинально-орогеническим поясом. По своим характеристикам он радикально отличается от Восточно-Тихоокеанского пояса, ввиду чего вряд ли можно счи тать оправданным представление о едином Тихоокеанском поясе.

Не менее очевидно, что Западно-Тихоокеанский пояс ещё не приобрел геотектонической целостности, свойственной Урало Монгольскому, Восточно-Тихоокеанскому и Средиземноморско му поясам.

С позиций геотектонической целостности не имеется еди ного Северо-Атлантического складчатого пояса, ибо области палеозойского орогенеза на юго-восточной окраине Северо американского континента и северо-западной окраине Евро пейского континента разделены структурами океанического ложа. Аналогичным образом нет оснований объединять в складчатый пояс разрозненные геосинклинально-орогенные области Арктики.

Из нашего рассмотрения генезиса континентальных струк тур следует, что геометрические очертания континентов форми ровались в связи с развитием геосинклинально-орогенных облас тей и поясов. В протогее вряд ли существовали глобальные тек тонические факторы, которые могли повлиять на форму геосинк линальных осадочных бассейнов и сопутствующих орогенных структур. При этом окраины континентов, вероятно, приобретали округлые очертания, хотя их конфигурация могла быть весьма сложной. В неогее на заложение геосинклиналей и развитие ГОС стали оказывать влияние глобальные климатически обусловлен ные процессы разломообразования, связанные с холодными (лед никовыми) периодами (гл. 5). Появилась некоторая зависимость положения, формы и размеров каждой ГОС от конфигурации разломно-магматических систем соответствующего региона. При этом возросла вероятность возникновения линейных и угловатых очертаний границ континентов. Имело место и непосредственное воздействие глобального разломообразования на их границы. Оно проявилось, например, в кайнозойском оформлении впадин Крас ного моря и Аденского залива, которое повлекло за собой обособ ление Африки и Азии. В нашей трактовке рифтогенеза (пп. 5.3 и 5.4), происхождение этих впадин связано с системами глубинных разломов и оседанием по ним протяженных участков земной коры.

Аналогичное мнение высказано ранее многими авторами.

Отмеченное обособление вряд ли будет долговечным. С те чением времени впадины будут заполнены осадками и на стыке Африки с Азией возникнет слабоконсолидированная континен тальная кора. Если толщи осадков будут значительными по мощ ности и содержанию геохимической энергии, то проявится гео синклинально-орогенный процесс, свойственный авлакогенам. В таком случае произойдет основательная спайка материков, причем новообразованные орогеноподобные структуры Красного моря и Аденского залива соединятся между собой под прямым углом.

Периметр каждого континента, даже в генерализованном представлении, образует уникальную геометрическую фигуру.

Однако, если рассматривать только некоторую часть периметра, относящуюся к одной из окраин любого континента, то разнооб разие геометрических форм резко сужается. Преобладающими становятся две формы: выпуклая и вогнутая. Ввиду этого велика вероятность того, что окраины некоторых континентов ориенти ровочно могут быть совмещены. Отмеченная возможность каса ется восточной окраины Южной Америки и западной окраины Африки. Учитывая это, для объяснения совместимости окраин континентов нет нужды прибегать к мобилистским идеям, со гласно которым современные континенты являются фрагментами одного-двух суперматериков, существовавших в геологическом прошлом.

При всей сложности очертаний континенты характеризуют ся структурной обособленностью. Причина в том, что терриген ные осадки почти не уходят за пределы континентальных окраин.

Их перемещению на значительные расстояния от континенталь ного подножья препятствует, как известно, малая подвижность придонных вод абиссальной зоны. Стало быть, роль океана в экс пансии континентов является двойственной: он обеспечивает ус ловия для аккумуляции осадков и развития геосинклинально орогенных систем, но удерживает эти процессы на периферии континентов. В связи с этим при разрастании континентальной литосферы поддерживается её вещественная и гипсометрическая контрастность по отношению к океанической литосфере.

Регулирующая роль океана проявляется также по отноше нию к высоте континентов. Уровень океана предопределяет вы сотное положение верхней границы осадконакопления в морских седиментационных бассейнах. Вследствие этого континентальная кора, возникающая в ходе геосинклинально-орогенного процесса и заполнения осадками континентальных платформенных морей, принимает толщину, при которой ее поверхность в среднем не сильно отклоняется от уровня океана. Одновременно протекаю щий денудационный процесс ограничивает воздымание конти нентов и в свою очередь «привязывает» их к уровню океана – главному базису эрозии. Этот процесс более всего лимитирует отметки платформенных структур, утративших тектоническую активность. Наихудшие условия для их целостности складывают ся в береговой зоне, подверженной морской абразии. Тем не ме нее платформенные структуры там сохраняются, поскольку глу бина абразионного среза не превышает нескольких десятков мет ров. Они сохраняются даже при понижениях уровня океана в пределах 100 – 200 м, связанных с ледниковыми периодами гео логической истории.

Можно констатировать, что океан регулирует формирование континентальных глыб, придавая им структурную обособлен ность и определенные ограничения по высоте. Одновременно поддерживаются структурная и гипсометрическая специфика океанических платформ. В отсутствие океана рассматриваемое структурирование литосферы было бы невозможным. При нали чии незначительной гидросферы постоянные и временные водо токи, а также эоловая деятельность сформировали бы рельеф земной поверхности с плавными переходами от вершин гор и возвышенностей ко впадинам конечных седиментационных бас сейнов. В рельефе поверхности не существовало бы двух преоб ладающих уровней, обусловливающих бимодальность гипсомет рической кривой литосферы. Такого рода альтернатива свойст венна Венере (рис. 3.8).

Поверхность, заснятая спутником »Пионер», % Превышение (в км) над средним радиусом (6051,5 км) Поверхность, % Превышение над уровнем моря, км Рис. 3.8. Гипсометрические кривые для Венеры и Земли [149].

Интервал нанесения данных – 1 км Авторы работы [149] полагают, что бимодальная гипсомет рическая кривая поверхности твердого тела Земли обусловлена дифференциацией коры на легкую континентальную и более плотную океаническую. Причиной дифференциации они считают существование в континентальной коре гранитоидов, возникших при наличии воды. По их мнению, только на Земле, с ее океаном, образовались континенты и сформировался рельеф твердой по верхности, не свойственный другим планетам. Подобные пред ставления высказываются и другими авторами. Они используют ся в настоящей работе и дополняются рассмотрением механизмов развития литосферы и главных морфоструктур Земли.

В описанном регулирующем воздействии океана на конти ненты нет факторов, способных уничтожить даже микроконтинент.

В худшем случае может произойти абразионный снос верхней час ти микроконтинента. Не исключено, что такова природа Сейшель ской банки, где имеется континентальная кора и обнажаются гра ниты, возраст которых – около 600 млн лет [69]. Сохранение пре обладающей части земной коры микроконтинента означает, что он существует и рано или поздно возобновятся процессы, вызываю щие его надстройку и расширение. В частности, Сейшельская бан ка надстраивается коралловыми известняками.

В системных геотектонических построениях не выявляются какие-либо тектонические факторы, приводящие к утрате зна чительных участков континентальной коры. Глобальное разло мообразование в холодные геологические периоды и сопутст вующий рифтогенез (пп. 5.3, 5.4) обусловливают не расчленение, а усложнение континентов. В связи с глубинными разломами возникают блоковая структура земной коры, а также дайки, силы, лакколиты, покровы и другие тела базитового состава. Рифтовые впадины, при благоприятных условиях их углубления и заполне ния осадками, дают начало специфическим ГОС – авлакогенам.

Там происходят утолщение континентальной коры и более-менее выраженное горообразование. Разломно-магматические системы, возникающие на пассивных (платформенных) окраинах конти нентов, становятся усложняющим элементом континентальных флексур. Если такого рода системы возникают на активных ок раинах, то они оказывают влияние на заложение и развитие окра инно-континентальных ГОС, но не удаляют какие-либо участки имеющихся там структур. Высказываемые позиции созвучны с доводами О.К. Леонтьева [79] о том, что на подводных окраинах континентов имеет место замыкание или угасание, но не срезание платформенных и геосинклинально-орогенных структур.

Таким образом, имеются основания полагать, что каждый континент, при любой предыстории возникновения и на любом этапе развития, представляет собой устойчивую структуру, кото рая не может утратить свою кору, расчлениться на фрагменты и потерять целостность. При обосновании этого тезиса, конечно, исключались геотектонические представления типа базификации (океанизации) континентальной коры и новообразования океанов в ходе континентального рифтогенеза, проблематичные с точки зрения физической логики и фактологических подтверждений.

Опираясь на данный тезис, мы с большей уверенностью мо жем считать, что геологическая эволюция ансамбля первона чальных микроконтинентов и последующих континентов за ключалась в их разрастании и объединении во все более круп ные структурные единицы, вплоть до современных материков.


Тенденция укрупнения континентов, надо полагать, продлится в будущем, так как текущая геосинклинально-орогенная ак тивность очевидна и не прослеживаются причины, способные прервать этот процесс.

Это вывод, если его принять за одно из правил геоэволюции, не накладывает жестких ограничений на образование новых мик роконтинентов. Необходимым исходным условием должны быть архипелаги или гряды вулканических островов, а благоприятст вующим сопутствующим условием можно считать наличие внешних источников терригенного и органогенного осадконако пления – в дополнение к собственным, связанным с разрушением вулканических пород и продуктивностью моря в окрестности островов. Далее начинается геосинклинально-орогенный процесс, и формирование каждого нового микроконтинента становится функцией этого процесса и времени. По-видимому, такова при рода Мадагаскарского, Сейшельского, Шри-Ланкийского, Ново зеландского и других микроконтинентов.

Рассматривая формирование материков, мы исходим из то го, что полномасштабный океан существовал на протяжении всей геологической истории. Эта позиция соответствует воззрениям В.И. Вернадского и его последователей, но отличается от весьма распространенного представления о постепенном выделении во ды из земной мантии. Высказанные соображения в пользу пред геологического возникновения Мирового океана, на наш взгляд, дают уверенное разрешение имеющейся дилеммы.

Понятно, что этот взгляд еще подвергнется многим испыта ниям. Одно из них мы проведем самостоятельно, на основе гео логических данных. С этой целью запишем условие изостатиче ского равновесия континентальных и океанических платформ по модели Ж. Пратта:

КП НКП = ОП НОП + В В, НОП = НКП – Н, (3.23) где НКП и НОП – глубина залегания уровня изостатической ком пенсации соответственно под континентальными и океанически ми платформами;

Н = НКП – НОП – межплатформенный перепад высот;

КП и ОП – средняя плотность материала в толще от по верхности континентальных и океанических платформ до уровня компенсации;

В – глубина океана в пределах океанических плат форм ;

В – плотность морских вод.

С помощью (3.23) получаем выражение для Н:

В Н = (3.24) При переходе от континентальных областей к океаническим абсолютная гипсометрия уровня изостатической компенсации не изменяется. Его положение, надо полагать, определяется наибо лее глубокими выступами материковой литосферы, участвующи ми в создании эффекта «плавучести». Согласно [101] и другим источникам, он находится на глубинах 100 - 150 км. Пусть НКП = 150 км. Тогда НОП = 144,5 км – с учетом того, что конти нентальные платформы возвышаются над уровнем моря примерно на 0,5 км, а океанические находятся на глубинах около 5 км. В со ответствии с этим Н = 5,5 км и В = 5 км. По существующим мо делям вертикального распределения плотности в земной коре и верхней мантии примем, что КП= 3300 кг/м3. Плотность океани ческих вод равна приблизительно 1030 кг/м3. По этим значениям параметров находим значение ОП, при котором соблюдается изо статическое равновесие: ОП= (КП НКП – В В)/НОП = 3390 кг/м3.

Определяя значения (ОП – кп)/ОП и В/ОП, в дополнение к (3.24) запишем:

Н = 0,0265 НКП + 0,304 В (3.25) Из (3.24) и (3.25) следует, что возможны различные варианты изостатического равновесия, с разными наборами взаимно согласо ванных значений Н, НКП и В. Нас будет интересовать вопрос о равновесии в зависимости от наличия океана и его глубины.

Древнейшими участками континентальных платформ явля ются архейские комплексы (рис. 3.9). Отметки рельефа в их пре делах, как правило, составляют 0,5 км и более. Стало быть, по значениям Н эти комплексы почти не отличаются от более мо лодых участков континентальных платформ. В соответствии с условиями изостатического равновесия они не отличаются также по значениям НКП.

Рис. 3.9. Размещение архейских комплексов на земном шаре [149] В пределах рассматриваемых комплексов породы кристал лического фундамента обнажаются на дневной поверхности и не перекрыты более молодыми отложениями. Современная изоста тическая «плавучесть» обеспечивается там пониженной плотно стью литосферы, сформировавшейся еще в архее. Первоначаль ные значения НКП у комплексов в какой-то мере могли превы шать существующие, так как позднее некоторая часть коры была эродирована. При единой абсолютной гипсометрии уровня изо статической компенсации, подстроенной к НКП, значение НОП в архее не могло существенно отличаться от современного. При ближенное равенство значений НКП и НОП в архее их значениям в настоящее время означает, что близкими были также значения Н и глубины океана (в областях океанических платформ), соот ветствующие этим периодам времени. Коль скоро отмеченное ра венство распространяется и на зачаточные участки архейских комплексов, приходим к выводу о том, что раннегеологический океан не уступал современному по своей глубине. По объему вод он был больше современного, так как на поверхности Земли еще не было материков.

Если стать на позиции постепенного выделения воды из мантии в ходе геологического времени, то получим совершенно иные значения Н и НКП. Пусть в позднем архее глубина океана была наполовину меньше, чем в настоящее время, и составляла 2,5 км. Как и в современных условиях, превышение архейских комплексов над уровнем моря примем равным 0,5 км.

В таком случае Н = 3 км и с помощью (3.25) находим, что НКП = 84,5 км. Еще меньшим глубинам океана соответствуют меньшие значения НКП. Так, если ориентироваться на В = 1,5 км и Н = 2 км, то НКП = 58,3 км. Эти значения НКП вряд ли могут получить разумное объяснение, так как не соответствуют толщи не континентальной литосферы. Согласно выводу, основанному на фактических данных, изначальное значение НКП архейских комплексов было приблизительно таким же, как в настоящее время (150 км). Предположение о постепенном выделении воды, по-видимому, не выдерживает проверки. Стало быть, представ ление о раннегеологическом существовании полномасштабного океана остается без альтернативы.

Это заключение не изменится, если величине НКП придать другое допустимое значение, скажем, 100 км. В этом можно убедиться с помощью расчетов, аналогичных проведенным выше.

Постоянство В в пределах океанических платформ, при не больших его вариациях в ходе геологической истории, придавало океану роль изостатического стабилизатора тектоносферы. В са мом деле, при постоянстве В и «привязке» уровня континенталь ных платформ к уровню океана оказывается, что диапазон изме нений Н весьма мал. Тем самым, согласно (3.23), лимитируются изменения величин НКП и НОП. Как следствие, накладываются ог раничения на вариации во всей системе регулирования изостати ческого равновесия.

Отмеченное лимитирование НКП и НОП не накладывает за прета на изменения толщины литосферы континентальных и океанических платформ. Необходимо только, чтобы сохранялись значения КП НКП и ОП НОП.

С учетом стабилизирующей роли океана схема эволюции континентальной литосферы представляется следующей. На эта пе своего зарождения она утолщалась до тех пор, пока не приоб рела изостатического равновесия, соответствующего глубине океана В. При дальнейшем разрастании континентов глубина НКП, «плавучесть» литосферы и ее возвышение над уровнем моря вынужденно оставались почти прежними. Вследствие этого кон тинентальные платформы (и материковые глыбы в целом) харак теризуются близкими средними значениями своего возвышения над ложем океана.

Изостатический фактор океанической стабилизации текто носферы, обусловливая единообразие преобладающих значений Н у континентальных платформ и материковых глыб, играл су щественную роль в формировании бимодальной гипсометрии твердого тела Земли.

Полуэмпирический вывод о том, что в ходе геоэволюции значения В в пределах океанического ложа почти не изменялись, вызывает вопрос: каким образом происходило такое регулирова ние В? Разрастание континентов и уменьшение площади Миро вого океана должно было сопровождаться увеличением В. В то же время происходила утрата воды, связанная с утечкой газовых компонентов из атмосферы Земли в космическое ее окружение. В принципе, могла происходить взаимная компенсация влияния этих процессов на В. Для окончательного ответа на поставлен ный вопрос в дальнейшем необходимо будет рассмотреть отме ченные и другие события, вызывающие изменения В.

В целом нет сомнений в генетической многоплановости и системной взаимосвязи процессов, формирующих континенты.

То и другое можно будет адекватно отобразить при построении математической модели ГГС и проведении численных экспери ментов, имитирующих геологическую эволюцию Земли.

При образовании континентов ранее возникшая океаниче ская (и субокеаническая) литосфера перекрывается породами «базальтового», гранитно-метаморфического и осадочного слоев.

Линзы морских осадков, заключенные в бывшей океанической литосфере и «базальтовом» слое коры, погружаются на большую глубину. Создавая вещественную неоднородность, эти линзы, на до полагать, участвуют в формировании слоистой структуры мантийной части континентальной литосферы, установленной сейсмическими методами. В зоне перехода от литосферы к асте носфере отмеченная неоднородность, вероятно, способствует по явлению фазовой расслоенности, описанной в [51,103].

Вместе с тем представляет интерес минералообразование, связанное с трансформацией гипергенных минералов, в том чис ле органического вещества рассматриваемых линз, в условиях высоких значений давления (Р) и температуры (Т). При их транс формации возникают относительно обособленные участки (гео химические системы), где присутствуют, с теми или иными ва риациями, силикаты, карбонаты, вода, двуокись углерода, угле род, водород, щелочи и некоторые другие компоненты, источни ком которых являются терригенные и органогенные морские от ложения. Свободный углерод должен присутствовать в системах, где органическое вещество содержится в избытке по отношению к минералам-окислителям. Такие системы представляют собой естественные реакторы с параметрами РТ и химического состава, отвечающими известным и предполагаемым требованиям зарож дения и роста алмазов.


В этом выводе мы можем опереться на следующие положе ния работы Ю.Н. Пальянова и соавторов [105]:

– в современных представлениях и моделях, касающихся генезиса алмаза, допускаются весьма различные точки зрения на процесс алмазообразования, которые охватывают широкий диа пазон условий в мантии и земной коре;

– исходя из комплекса петрологической и геохимической информации, а также существующих экспериментальных дан ных, наиболее вероятными компонентами природных алмазооб разующих сред, ответственных за нуклеацию и рост алмаза, яв ляются вода, двуокись углерода, карбонаты и щелочи;

– среди исследованных модельных систем наиболее благо приятные условия для алмазообразования возникают в умеренно окисленной щелочной флюидной фазе и Н2О и СО2 содержащих щелочных карбонатных, карбонатно-силикатных и силикатных расплавах.

Обратим внимание, во-первых, на типичность событий глу бокого погружения осадочных линз исходной океанической ли тосферы и «базальтового» слоя коры в ходе геосинклинально орогенных процессов формирования каждого материка и, во-вторых, на распространенность углеродосодержащих мета морфитов в различных по возрасту осадочно-эффузивных ком плексах. Она свидетельствует о неизбежности возникновения упомянутых реакторов, начиная с архея. С учетом этих факто ров, в низах континентальной литосферы должны существовать многочисленные месторождения алмазов.

Находки алмазоносных кимберлитов приурочены главным образом к древним платформам (кратонам) [41, 111, 124]. Отме ченный факт может свидетельствовать о том, что глубинные ме сторождения алмаза располагаются преимущественно в их пре делах. Этот взгляд можно подкрепить такими очевидными аргу ментами, как большая толщина литосферы кратонов, способство вавшая выполнению РТ условий нуклеации алмаза, и древность кратонов, обеспечившая повышенный резерв времени для роста кристаллов алмаза за счет аморфного углерода. При всем том нет очевидного запрета на наличие месторождений алмаза в пределах молодых платформ и орогенов.

Вынос алмазов в пределы верхней коры связан, как извест но, с подъемом кимберлитовой магмы. Необходимым условием для ее образования можно считать появление глубинных разло мов и их пересечений, дислоцирующих литосферу на участках глубинных месторождений алмаза. Это условие выполняется вследствие такого типичного фактора разломообразования, как глобальное понижение температуры земной коры в холодные геологические периоды (пп. 1.3, 5.2). Причиной рассечения раз ломами молодых платформ и орогенов является, кроме того, дол говременное охлаждение их литосферы (п. 3.3).

Процесс кимберлитового магматизма можно представить следующим образом: возникновение сквозьлитосферной трещи ны или пересечения трещин – декомпрессионное выплавление базит-ультрабазитовой магмы из астеносферы и ее поступление в полость трещины – захват этим расплавом кристаллов алмаза и других компонентов из дислоцированного месторождения с обра зованием гибридной кимберлитовой магмы – декомпрессионное расширение газовой фазы магматического расплава в верхней части трещины и завершающий взрывообразный выброс магма тической брекчии.

Каждое месторождение алмаза, образованное на месте упомянутого выше «реактора», представляет собой почти изо лированную равновесную систему, специфическую по вещест венному составу, обладающую высокими значениями давления и температуры. Будучи «распечатанной» глубинным разломом, система становится открытой и неравновесной. Содержащиеся в ней вода, двуокись углерода и другие флюиды должны вызы вать самопроизвольный вынос материала системы в полость разлома (вследствие «вскипания» наиболее легкоплавкого ве щества). Этот вынос, по-видимому, повышает эффективность захвата алмазосодержащего материала базит-ультрабазитовым расплавом. Сопутствующее обогащение расплава флюидами способствует быстрому подъему образующейся кимберлитовой магмы в пределы верхней коры.

В нашем рассмотрении процесса кимберлитового магматиз ма используются полученные в [41] выводы о том, что исходный кимберлитоподобный расплав, поднимаясь, захватывает алмазо содержащие породы нижней литосферы;

высокая скорость подъ ема кимберлитовой магмы, совместно с газовой фазой, необхо дима для сохранности алмазов при их транспортировке к земной поверхности;

значительное содержание карбонатных компонен тов в этой магме обеспечивается мантийными породами. На ос нове последнего из этих выводов А.В. Гирнис и И.Д. Рябчиков отмечают: «…предполагаемое многими исследователями участие материала субдуцированной коры (включая карбонатные осадоч ные породы) не является обязательным, и признаки наличия древних зон субдукции не могут быть использованы для предска зания алмазоносности того или другого региона» ([41], с. 534).

Тем самым происходит закрытие одного из «открытий», сделан ных на основе плейт-тектоники.

При таком понимании условий и процесса кимберлитового магматизма, естественное объяснение получают петрографическая гетерогенность кимберлитов;

их обогащенность специфическими (в сравнении с обычным материалом верхней мантии) компонента ми, в том числе калием, фосфором, серой, радиоактивными элемен тами;

явная их приуроченность к разрывным структурам литосфе ры. При этом нет необходимости обращаться к надуманным идеям тектогенеза или изыскивать особые факторы возникновения высо ких РТ параметров в земной коре.

Таким образом, факты существования алмазоносных про винций и кимберлитовых разломно-магматических систем не стоят в стороне от представленного объяснения формирования континентов. Наоборот, они плотно вписываются в это объясне ние и системную концепцию геоэволюции в целом. Мы полага ем, что подобная ситуация будет выявляться также по отноше нию к другим фактам минерагении, но эта задача выходит за рамки исследования причин геологического развития Земли.

4. ВОЗДЕЙСТВИЕ ЦИКЛОВ ГОРООБРАЗОВАНИЯ НА КЛИМАТ ЗЕМЛИ 4.1. Чередование теплых и холодных геологических периодов Существенной частью эмпирических знаний о глобальных геологических циклах является представление о том, что климат Земли связан с циклами горообразования. Согласно палеогеогра фическим данным, в эпохи и периоды талассократического со стояния биосферы, когда отсутствуют крупные горные сооруже ния и значительная часть континентов охвачена морскими транс грессиями, на земном шаре доминирует сравнительно теплый климат. В эпохи и периоды геократического состояния биосферы, когда на континентах развиваются крупные горные поднятия, а морские бассейны регрессируют, устанавливается холодный климат с более или менее выраженным оледенением в виде гор ных ледников, ледниковых покровов, морских льдов.

В науке о Земле воздействие орогенеза на климат традици онно считается важным фактором долговременных изменений экологических условий на планете [20, 126, 133, 148]. Естествен но, что описание связи климата и оледенения Земли с тектониче скими событиями имеет принципиальное значение при построе нии системной концепции причин геологической эволюции. В то же время в этой задаче не менее важное значение имеет исследо вание обратного влияния климата на литосферу с ее разломной тектоникой и сопутствующим магматизмом [127, 133]. Вся цепь связей: литосфера (орогенические движения) – климат (долго временные изменения) – литосфера (разломная тектоника) рас сматривается в настоящей и следующей главах книги.

Специалисты, изучающие древнейшие эпохи геологической истории Земли, все более «заглубляют» временной рубеж образо вания атмосферы, гидросферы, осадочных отложений и простей шей биоты. Природные условия начала геологической истории В.И. Казанский [68] характеризует так: «На смену представлениям о том, что 3,5-3,0 млрд лет назад поверхность Земли имела температуру 150-200С и была залита потоками вулканических лав, над которыми носились кислотные тучи, появились на дежные доказательства существования 3,8 млрд лет назад мор ских бассейнов, в которых отлагались песчаники, известняки, кремнистые породы, по составу близкие к современным»

(с. 56). С.А. Сидоренко [138], основываясь на материалах ис следования органического вещества в отложениях докембрия, считает очевидным, что жизнь и «живые системы» сопровож дали весь известный нам геологический интервал времени.

Коль скоро развитие биоты не прерывалось вплоть до текуще го времени, можно утверждать, что климатические условия не выходили за пределы жизнеобеспечения на планете. По мне нию В.Б. Кадацкого [66], не только климатические, но и дру гие условия природной среды никогда не возводили ограниче ний на пути эволюции живых организмов.

На протяжении геологической истории, в связи с измене ниями светимости Солнца и эволюцией системы «Земля», про исходило изменение глобального климата Земли. Имеются геохимические, биологические и другие признаки некоторого похолодания климата. Однако, по крайней мере в последние 2,5 млрд лет, климатический тренд был весьма слабым. На протяжении этого времени неоднократно возникали леднико вые периоды. Именно с ними, согласно представлениям палео географов, были связаны основные климатические события в протерозое и фанерозое.

Данные об отсутствии или широком распространении гор ных и покровных ледников составляют основу для выделения те плых и холодных периодов. В исследовании М.Е. Раабен [113] установлено, что оледенения появились начиная с раннего проте розоя и что в геологической истории имело место не менее семи ледниковых периодов (табл. 4.1). В Антарктиде выявлены следы только последних двух оледенений. Причиной этого, вероятнее всего, является весьма ограниченная обнаженность геологиче ских структур в ее пределах.

Таблица 4. Распределение оледенений по континентам в различные геологические эпохи [113] Северная Ан № Материковые Возраст, Южная Авст Евразия Америка, Африка тарк оледенения млн лет Америка ралия п/п Гренландия тида 1 Кайнозойское 50- Позднепалео 2 280- зойское Среднепалео 3 440- зойское 4 Вендское 650- Позднерифей 5 850- ское Раннепротеро- 2100 зойское Раннепротеро- 2500 зойское Примечание. Сплошные линии – оледенения, установленные по достовер ным признакам;

прерывистые – установленные по некоторым признакам.

Распределение во времени ледниковых периодов, представ ленное в работе Б.Джона с соавторами (табл. 4.2), не очень отли чается от данных табл. 4.1. Эти авторы выделяют гнейсеское оле денение, приходящееся на интервал 0,9-1 млрд лет до н. вр. Кро ме того, они не подразделяют раннепротерозойское оледенение на два самостоятельных ледниковых периода, как это делает М.Е. Раабен, хотя и допускают такую возможность.

Таблица 4. Распределение ледниковых периодов в геологической истории Земли [59] Примерная Примерный Название леднико- продолжи возраст, млн Геологический период вого периода тельность, лет млн лет Кайнозойский 10 10 Четвертичный и третичный Пермско- 300 50 Пермский и каменноугольный каменноугольный Позднеордовикский 450 25 Силурийский и ордовикский Варангский 600 20 Позднепротерозойский Стертский 750 50 Позднепротерозойский Гнейсесский 900 50 Средне- и позднепротерозойский Гуронский* 2300 200 Раннепротерозойский * Вероятно, включает два или три ледниковых периода.

Авторы работы [181] полагают, что первый ледниковый пе риод имел место еще в верхнем архее и датируется временем 2700 - 2600 млн лет. Далее они выделяют гуронское (2350 2300 млн лет), стертское (800 – 750 млн лет), варангское (660 650 млн лет), позднесинийское (примерно 600 млн лет), поздне ордовикское (460 - 450 млн лет), гондванское (350 – 250 млн лет) и четвертичное (10 - 0 млн лет) оледенения.

В соответствии с рассмотренными данными на протяжении последнего миллиарда лет шесть раз возникали ледниковые пе риоды, самый поздний из которых – кайнозойский – продолжает ся в современную эпоху. За это время прошло 5 полных гляцио климатических циклов (смены теплых и холодных периодов) продолжительностью 100-300 млн лет (в среднем около 200 млн лет). Начиная с раннего протерозоя имело место не менее семи ледниковых периодов. В интервале времени 1-2 млрд лет ледни ковые периоды не возникали.

На протяжении фанерозоя трижды сменялись теплые и хо лодные климатические периоды. Апогей теплых периодов прихо дился на поздний кембрий – ранний ордовик, поздний девон – ранний карбон, позднюю юру – ранний мел. Кульминация холод ных периодов приходилась на поздний ордовик – ранний силур, поздний карбон – пермь, поздний кайнозой. Средняя продолжи тельность гляциоклиматических циклов в фанерозое составляла приблизительно 200 млн лет.

Чередование неледниковых и ледниковых периодов отража ется в колебаниях температуры поверхности земного шара. Ка чественная схема таких колебаний на протяжении последнего миллиарда лет, построенная Н.М. Чумаковым, представлена на рис. 4.1. Из графика следует, что имели место пять крупных лед никовых периодов и три-четыре второстепенных. При этом ока зывается, что каждый крупный климатический цикл включает не сколько второстепенных, меньших по амплитуде и продолжи тельности. Если основные циклы имеют продолжительность око ло 200 млн лет, то второстепенные – около 50 млн лет. Такие же характерные времена свойственны глобальному тектогенезу, в том числе геосинклинально-орогенным процессам (гл. 3).

ВОЗРАСТ ПЕРИОДЫ ГЕОЛОГИ- млн ЛЕДНИКОВЫЕ БЕЗЛЕДНИКОВЫЕ ЧЕСКИЕ ЭРЫ лет КАЙНОЗОЙСКАЯ МЕЗОЗОЙСКАЯ ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ВЕНДСКАЯ РИФЕЙСКАЯ ТЕМПЕРАТУРА Рис. 4.1. Схема температурных колебаний на протяже нии последнего миллиарда лет, основанная на распро странении оледенений и некоторых других палеоклима тических данных [178] Более детальная количественная характеристика колебаний температуры в ходе геологических циклов представлена ниже.

4.2. Колебания температуры земной поверхности и придонных вод океана Количественные данные об изменениях температуры зем ной поверхности и придонных вод океана имеются для фанеро зоя. Они дают представление о долговременных колебаниях тем пературы в пределах биосферы, в том числе в поверхностном слое континентальной и океанической литосферы.

А.С. Монин и Н.А. Ясаманов [93], на основе обобщения па леоклиматических данных по фанерозою, построили график из менений средней глобальной температуры земной поверхности для этого эона (рис. 4.2). Изменения температуры почти не выхо дят за пределы диапазона 10-25С и носят колебательный харак тер. Отчетливо выражены три крупных климатических цикла, по времени соответствующих каледонскому, герцинскому и альпий скому этапам орогении. Конечно, учитывая схематичность зна ний о глобальных климатических и тектонических изменениях, в этом соответствии вряд ли следует изыскивать тесную корреля цию даже в основных событиях, не говоря о второстепенных. На глядным свидетельством схематичности рис. 4.2 является ото бражение сравнительно короткопериодных колебаний в мезокай нозое. Эта часть графика лучше обеспечена фактическим мате риалом и содержит больше деталей, чем палеозойская его часть.

Температура, С Млн Эра Период лет 10 15 20 25 Неогеновый Кайно зойская Палеогеновый Меловой Мезозой ская Юрский Триасовый Пермский Карбоновый Палеозойская Девонский Силурийский Ордовикский Кембрийский Рис. 4.2. Колебание средней температуры поверхности земного шара в фанерозое [93]. Пунктирной линией показана современная температура (14,2С). В кайнозойскую эру входит также четвертичный период, приходящийся на последние 1-2 млн лет Последний (мезокайнозойский) гляциоклиматический цикл охватывает промежуток времени около 250 млн лет, от максиму ма пермокарбонового до максимума кайнозойского ледниковых периодов. Наиболее тёплые эпохи этого цикла приходились на среднюю его часть. Они преобладали в юре и мелу. Наиболее холодные эпохи приходились на пермь и ранний триас – в начале цикла и на поздний кайнозой – в конце цикла. Кайнозойский лед никовый период, конечно, ещё продолжается, но если апогеем похолодания считать плейстоцен, то мезокайнозойский климати ческий цикл уже закончился.

В палеотемпературном отношении наиболее изучена вторая половина рассматриваемого цикла – от мела до плейстоцена.

На рис. 4.3 представлена палеотемпературная реконструк ция этой части цикла, выполненная Ч. Эмилиани [191]. Она каса ется поверхностных вод в средних широтах Мирового океана и, стало быть, характеризует земную поверхность в глобальном масштабе. Понижение температуры от максимума в мелу (на временной отметке 120 млн лет) до минимума в плейстоцене (практически на отметке 0 млн лет) составило около 10С. Это изменение температуры осложнялось второстепенными колеба ниями с амплитудой примерно 5С.

Температура, С Возраст, млн лет Рис. 4.3. Изменение температуры поверхностных вод в средних широтах Мирового океана, по данным кислородно-изотопных анализов раковин планктонных организмов [191] Кайнозойская часть мезокайнозойского цикла охарактеризо вана кривыми на рис. 4.4. Здесь представлены регионы, относя щиеся к умеренной зоне северного полушария. Можно заметить, что на протяжении 60 млн лет имели место два полных цикла ко лебаний температуры земной поверхности со средней амплиту дой около 10С. В то же время происходило направленное похо лодание климата и самые низкие температуры приходились на плейстоцен.

Т, С млн лет Рис. 4.4. Изменение среднегодовых температур в кайнозое [186].

1 – Северное море;

2 – центральная и западная часть Тихого океана;

3 – южная часть бывшего СССР Температура земной поверхности в южном полушарии из менялась подобно её изменениям в северном полушарии (рис. 4. и 4.6). В тропиках она понизилась на 10С, а в субантарктической зоне – почти на 20С. Этот климатический тренд сочетался с ко лебаниями температуры с периодом в десятки миллионов лет.

Однако, в отличие от северного полушария, размах второстепен ных колебаний температуры не превышал 5С.

В [133], опираясь на литературные данные, автор провел ре конструкцию широтного распределения температуры земной по верхности земного шара для наиболее теплых эпох мелового пе риода (табл. 4.3).

Температура, С Возраст, млн лет Рис. 4.5. Изменение температуры поверхностных (1) и глубинных (2) вод тропической южной части Тихого океана, по данным кислородно изотопных анализов раковин планктонных и бентосных организмов из кернов глубоководных скважин [193] Температура, С ПАЛЕОГЕН НЕОГЕН Возраст, млн лет Рис. 4.6. Изменение температуры поверхностных (1) и глубинных (2) вод Субантарктики, по данным кислородно-изотопных анализов раковин планктонных и бентосных организмов из кернов глубоководных скважин [193] Таблица 4. Температура земной поверхности в теплые эпохи мелового периода, С Широта, град.

Полушарие Средняя 0 10 20 30 40 50 60 70 Северное 28 28 27 26 23 20 15 10 8 Южное 28 28 27 25 23 21 17 13 10 На рис. 4.7 представлены профили зональных температур в теплые эпохи мелового периода, межледниковые, ледниковые и современную эпохи четвертичного периода.

С Рис. 4.7. Зональное распределение среднегодовых температур земной поверхности в теплые эпохи мелового периода (1), межледниковые (2), современную (3) и ледниковые (4) эпохи четвертичного периода [133].

Кривая 1 построена по данным табл. 4.3. Кривые 2, 3, построены для условий реального рельефа, без приведения к уровню моря В соответствии с ними средняя температура поверхности земного шара в теплые эпохи мела составляла приблизительно 23С, в межледниковые эпохи – около 15С, в современную эпоху – 13,5С, в ледниковые эпохи – около 7С. В качестве характерной температуры поверхности земного шара в позднем кайнозое мож но принять температуру в современную эпоху. Учитывая это, по нижение температуры от апогея последнего (позднемезозойского) теплого периода к апогею последнего (позднекайнозойского) хо лодного периода составило приблизительно 10С.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.