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 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 5 ] --

Таким образом, размах колебаний глобальной температуры при чередовании теплых и холодных периодов составляет при мерно 10С. Согласно палеоклиматическим оценкам С.Томсона и Е.Баррона [200], он не превышает 8С, а по графику на рис. 4. достигает 16С.

Данные, приведенные на рис. 4.2 – 4.6, позволяют считать, что колебания климата с периодом 20 – 60 млн лет характеризу ются размахом изменений глобальной температуры около 5С.

Кроме рассмотренных, известны более короткопериодные колебания температуры поверхности земного шара, с характер ными временами 20 – 100 тыс. лет, 2-3 тыс. лет, порядка 100 лет, 2-5 лет, 1 год. Их исследованию посвящена обширная научная литература. Обобщенный климатический спектр колебаний сред ней температуры земной поверхности представлен на рис. 4.8.

Более полный спектр колебаний температуры, включающий ха рактерные времена метеорологических явлений, построен К.Я. Кондратьевым (рис. 4.9). На обеих спектральных кривых от четливо выделяются долговременные климатические циклы про должительностью 150-250 и 20-60 млн лет.

Температура земной поверхности, определяемая как темпе ратура поверхности суши, водной поверхности и приземного слоя воздуха, одновременно является температурой поверхности континентальной литосферы. В самом деле, континенты пред ставляют собой сушу, частично покрытую мелководными моря ми. Учитывая, что континенты располагаются преимущественно в средних широтах, размах изменений глобальной температуры в ходе геологических циклов можно считать характеристикой со ответствующих изменений температуры на поверхности конти нентальной коры. Для циклов 150-250 и 20-60 млн лет эти изме нения температуры составляют приблизительно 10 и 5С.

Размах колебаний температуры, С Период, лет Рис. 4.8. Кривая спектральной плотности колебаний средней температуры земной поверхности северного полушария [126, 133] Относительная изменчивость Период, лет Рис. 4.9. Типичная изменчивость климата (К.Я. Кондратьев [72]) Температура поверхности океанической литосферы, а также литосферы переходных типов, определяется термическим режи мом придонных вод океана. Долгое время, почти до конца про шлого столетия, в геологии существовало представление о ста бильности температуры глубинных морских вод. С появлением палеоокеанологии, по мере накопления и обобщения эмпириче ских данных о морских донных биоценозах и изотопном составе скелетов бентосных организмов в прошлые геологические эпохи, сформировалось представление о существенных вариациях тем пературы и других параметров естественной среды в глубинах и на дне океана.

Первая глобальная реконструкция колебаний температуры придонных вод океана в фанерозе, по-видимому, принадлежит Т.

Шопфу (рис 4.10). Она отражает только главные палеотемпера турные изменения. Максимумы и минимумы температуры глу бинных вод приходятся на теплые и холодные климатические пе риоды фанерозоя. Размах колебаний превышает 10С.

Температура, С ?

Геологический возраст, млн лет Рис. 4.10. Изменение температуры придонных вод в тропической зоне океана, установленное по кислородно-изотопным анализам раковин бентосных организмов [183] Более подробные данные об изменениях температуры глу бинных вод, но за сравнительно короткие промежутки времени, имеются на рис. 4.5 и 4.6. Согласно этим данным, в кайнозое глу бинные воды тропических и субантарктических областей Тихого океана охладились на 15-17°С. В глобальном обобщении, пред ставленном на рис. 4.11 и 4.12, понижение температуры глубин ных вод океана в кайнозое составило 12-13°С. Второстепенные, сравнительно короткопериодные колебания температуры глу бинных и поверхностных вод почти синхронны и эквивалентны по амплитуде (приблизительно 5°).

Т, С ПАЛЕОГЕН НЕОГЕН Рис. 4.11. Температура глубинных океанических вод по данным изотопно-кислородного анализа раковин бентосных организмов из кернов скважин, пробуренных в различных районах Мирового океана во время рейсов НИС «Гломар Челленджер» [61] Разность температур, С Возраст, млн лет Рис. 4.12. Разность температур поверхностных и глубинных вод тропиче ской зоны Мирового океана, полученная на основе кислородно-изотопных анализов раковин планктонных и бентосных организмов в предположении идентичности содержания 18О в этих водах [196]. Увеличение разности температур с 9-10°С в палеогене до 21-22°С в плейстоцене свидетельству ет о понижении температуры глубинных вод более чем на 12°С На основе эмпирических данных в [133] построена схема тичная кривая спектра колебаний температуры придонных вод океана и поверхности океанической коры (рис. 4.13). Эта кривая намного проще спектральной кривой колебаний температуры земной поверхности. Доминирующее положение занимает пик, приходящийся на периоды в первые сотни миллионов лет.

Отчетливо выражен пик колебаний температуры продолжи тельностью в десятки миллионов лет. Более короткопериодные цикличности почти не проявляются.

Размах колебаний температуры, С Период, лет Рис. 4.13. Схематичная кривая спектральной плотности колебаний средней температуры придонных вод океана и поверхности океанической коры [133] Особенности спектральной кривой колебаний температуры глубинных вод поддаются объяснению. Большой пик порождает ся изменениями термогалинных условий океана при переходе от теплых периодов к холодным и обратно. В теплые периоды глу бинные воды образуются, вероятно, за счет поверхностных вод тропических и субтропических зон, обладающих повышенной соленостью (п. 4.4). В холодные периоды источником глубин ных вод, как известно, являются субполярные области, под верженные влиянию материковых и морских льдов. Второсте пенный пик, соответствующий циклам в десятки миллионов лет, связан со значительными колебаниями температуры и солености поверхностных вод в переходные климатические эпохи, между теплыми и холодными периодами. Гляциоклиматические цик лы с периодом около 100 тыс. лет и менее, свойственные холод ным периодам, не могут вызвать больших колебаний темпера туры придонных вод, поскольку материковое и морское оледене ние сохраняется в межледниковые эпохи. Колебания глобального климата с периодами менее 10 тыс. лет невелики по амплитуде.

Они не могут проявиться в придонном слое по той же причине, а также в силу большой термической инерции океана.

Опираясь на приведенные данные, можно считать, что размах колебаний температуры придонных вод океана и поверхности океа нической коры составляет 12-15°С и 4-6°С для геологических цик лов продолжительностью 150-250 и 20-60 млн лет соответственно.

4.3. Связь холодных геологических периодов с горообразованием и саморазвитием ледниковых покровов Представления о климатическом отличии гор от приле гающих низменностей относятся к древнейшим экологиче ским знаниям человечества. С появлением инструментальных метеорологических наблюдений и развитием климатологии воз никло научное понимание влияния рельефа (орографического фактора) на климатические условия различного масштаба, от местного до глобального. Эмпирические данные исторический геологии о корреляции долговременных колебаний климата с циклами горообразования попали, можно сказать, на благодат ную почву теоретических исследований связи климата с релье фом Земли.

В настоящее время созрели возможности для фундамен тального решения этой задачи на основе математического мо делирования глобальной климатообразующей системы (ГКС).

Еще более адекватным будет ее решение при моделировании ди намики ГГС в целом, с учетом обратного влияния климата, оле денения и уровня моря на литосферу и другие составляющие гео логической системы. За неимением завершенных разработок та кого плана ограничимся упрощенным рассмотрением задачи.

Следуя представлениям теоретической климатологии, будем различать и учитывать воздействие горообразования на глобальные и местные термические условия. Кроме того, не обходимо принять во внимание сопутствующую возможность возникновения ледниковых покровов и морского оледенения, под влиянием которых радикальным образом изменяется температура земной поверхности и глубинных вод океана.

Горообразование, завершающее каждый глобальный тек тоно-магматический цикл, приводит к двум изменениям земной поверхности, существенным в климатическом отношении.

Во-первых, увеличивается площадь суши, поскольку на месте морских бассейнов возникают поднятия и горные хребты.

Во-вторых, увеличивается высота земной поверхности от уровня моря или низких гор до отметок, свойственных рель ефу горных массивов.

В работе В.Е. Хаина и соавторов [167] подсчитаны площади земной коры, образовавшейся на различных этапах тектогенеза.

В табл. 4.4 приведены данные о континентальной коре, зани мающей пространства суши и морского дна до изобаты 2000 м. Раннедокембрийские этапы тектогенеза охватывали три четверти геологической истории, вследствие чего с ними связа но возникновение большой части континентальной коры.

Киммерийский и альпийский этапы тектогенеза, по мнению многих авторов, представляют собой единый альпийский (мезо кайнозойский) тектонический этап.

Отсюда можно получить представление о масштабах прира щения площади суши в ходе геотектонических этапов. Для этого приведенные в таблице приращения площади континентальной коры следует уменьшить, чтобы не учитывать области, находя щиеся ниже уровня моря. Коэффициент редукции находим как частное от деления современной площади суши, 149 млн км2, на современную площадь континентальной коры до изобаты 2000 м, составляющую 202,7 млн км2 (по данным табл. 4.4). Он равен приблизительно 0,73. С учетом редукции, 20,4 млн км2 конти нентальной коры, образовавшейся на альпийском этапе тектоге неза, образуют 14,9 млн км2 суши. В работе [167] отмечается, что площадь альпийского эпигеосинклинального орогенеза со ставляет 15,1 млн км2. Расхождение представляется несущест венным. Используя такой пересчет, мы получаем приращения площади суши к окончанию геотектонических этапов, приве денные в последнем столбце табл. 4.4.

Таблица 4. Распределение площадей континентальной коры по времени образования [167] и соответствующие приращения площади поверхности суши Время заверше Этапы Приращение Приращение ния тектогенеза, коры, 106 км2 суши, 106 км тектогенеза 106лет Раннедокембрийские 1000 95,9 70, Байкальский 590 36,3 26, Каледонский 380 12,5 9, Герцинский 210 20,6 15, 80 17,0 12, Киммерийский Альпийский (незавершенный) 0 20,4 14, Высотные отметки горных вершин Гималаев и Анд дают представление о максимальной амплитуде воздымания земной поверхности в ходе орогенеза. Вследствие альпийского тектоге неза высота поднятий в геосинклинально-орогенных зонах дос тигла 6-8 км. Типичная амплитуда приращения уровня средневы сотных гор составила в это время 1-3 км. В Антарктиде высота гор в кайнозое увеличилась также на 1-3 км [95]. Современные горные хребты возвышаются там на 3-5 км над уровнем моря, хотя под влиянием ледниковой нагрузки литосфера погружена в среднем на 0,4 км.

Опираясь на эти данные, рассмотрим следующие климати ческие последствия орогенеза (в ориентации на альпийский оро генез в широком его понимании):

1) понижение температуры земной поверхности в глобаль ном охвате и в высоких широтах;

2) понижение температуры в горных областях высоких ши рот, где зарождается материковое оледенение;

3) дополнительное глобальное похолодание, вызванное ледниковыми покровами.

Температура земной поверхности изменяется в связи с из менениями энергетического (теплового) баланса глобальной кли матообразующей системы (ГКС). В планетарном осреднении (при котором не надо учитывать переноса тепла между широт ными зонами) он сводится к радиационному балансу ГКС:

R = IП – F, где IП – поглощенная в системе солнечная радиация, а F – уходящее (длинноволновое) излучение на верхней границе атмосферы. Приток тепла из земных недр не оказывает влияния на R, так как он на три порядка величин меньше IП и F. Этот приток становится малой добавкой к F и уходит в космическое пространство.

Составляющие теплового баланса претерпевают изменения под влиянием астрономических факторов и более всего под влия нием изменений климатообразующих факторов в самой ГКС, та ких, как соотношение суши и моря, размещение и высота горных систем, характер атмосферной циркуляции, влагосодержание воздуха, параметры облачности и т. д. При этом, если IП и F рав ны между собой и R = 0, то ГКС находится в состоянии термиче ского равновесия, а климат Земли – в стационарном состоянии. В случае R 0, когда поглощение солнечной радиации в системе превышает уходящее излучение, происходит увеличение тепло содержания системы (Q), что выражается главным образом в по вышении температуры вод океана, земной коры и атмосферы.

При R 0 происходит уменьшение Q, температура поверхности Земли и вод океана понижается, возникает более или менее зна чительное материковое и морское оледенение.

В более развернутой форме уравнение теплового баланса ГКС принимает вид:

dQ I(1 A) TЭ, (4.1) dt где dQ/dt = R ;

I(1-A) = IП;

Tэ4 = F;

t – время;

I – приток солнеч ной радиации к поверхности Земли;

А – планетарное альбедо;

– коэффициент, характеризующий отличие теплового излуче ния Земли от излучения абсолютного черного тела;

– постоян ная Стефана – Больцмана;

TЭ – эффективная температура по верхности Земли.

В настоящее время эффективная температура (TЭ) составля ет 255К (т.е. – 18С) и соответствует температуре воздуха в сред ней тропосфере. По Л.Т. Матвееву [88], между ТЭ и температурой приземного воздуха ТП существует связь:

ТЭ = ТП – ZЭ, (4.2) где – вертикальный градиент температуры в тропосфере;

ZЭ – уровень уходящего излучения Земли.

В глобальном осреднении Тп=14С. Разность ТП – ТЭ = 32С создается оранжерейным (тепличным, парниковым, атмосфер ным) эффектом: атмосфера почти прозрачна для солнечной ра диации, но в значительной мере поглощает и переизлучает (вверх и вниз) длинноволновую радиацию земной поверхности. Этот эффект обусловливается главным образом водяным паром и об лаками при второстепенной роли углекислого газа и некоторых других малых газовых составляющих атмосферы. Глобальные значения, как отмечает Л.Т. Матвеев, варьируют в узких преде лах (от 5 до 6,5С/км). Это означает, что в процессе изменений климата ТЭ и ТП находятся во взаимном соответствии. Далее нас будет интересовать ТП, которую мы будем отождествлять с тем пературой земной поверхности.

Радиационный баланс ГКС можно представить в виде сум мы взвешенных по площадям величин радиационного баланса системы на суше (RС) и на море (RМ):

S S R RС С RМ М, (4.3) S S где SС и SМ – площадь суши и моря;

S – площадь поверхности земного шара.

Используя (4.3) и тот факт, что S = SС + SМ, можно выразить изменения R, обусловленные изменением соотношения SС и SМ в результате орогенических событий:

(R R С ) 0 (R R С ) R М Sc М SМ, (4.4) S S где (RМ – RС)0 – разность между радиационным балансом моря и суши в современных условиях;

SС= – SМ.

В работе [126], где описывается определение R, отмечает ся сложное влияние на эту величину орогенического замещения морской поверхности поверхностью суши. Одна из причин раз личия между RС и RМ заключается в том, что альбедо Земли над континентами, как правило, больше, чем над океанами. Это на глядно проявляется в более светлой тональности континенталь ных областей Земли, чем океанических, на спутниковых фото графиях и в зрительном восприятии космонавтов. В тропической и субтропической зонах альбедо Земли над пустынями составляет около 35%, а над морем – около 20%. Другой важной причиной рассматриваемого различия является относительная прозрачность для длинноволнового излучения менее влажной атмосферы над материками по сравнению с более влажной атмосферой над океа нами. Этот фактор заметнее всего проявляется в поясах широкого распространения пустынь, полупустынь и степей. Имеются и иные причины отличия RС от RМ. Совместная их роль выражает ся в том, что (RМ – RС)0 0. Как следствие, при увеличении пло щади суши R 0.

На протяжении большей части геологической истории тем пература земной поверхности, в глобальном осреднении, изменя лась в сравнительно узком диапазоне (п. 4.1). Учитывая это, связь ее отклонений (ТП) с отклонениями радиационного баланса Земли (R) можно принять линейной:

(R R C ) Tn k R R k R М SC k T SC (4.5) S Основная трудность в реализации этой зависимости состоит в том, что пока не разработана функция связи ТП с R, которая необходима для определения коэффициента kR. В качестве пал лиатива в [126] используется значение kR, соответствующее кли матологическим оценкам зависимости ТП от приходящей сол нечной радиации I. Современные значения RМ и RС известны по расчетным данным и по материалам спутниковых актинометри ческих наблюдений. В итоге, если ТП выражать в С, а SС – в 106 км2, то kТ =0,06 С/106км2.

В той же работе представлен вариант расчета ТП по изме нениям альбедо Земли, зависящим от соотношения SС и SМ. При таком подходе kТ =0,1 С /106км2.

В соответствии с этими значениями kТ увеличение площади суши на 27,3 млн км2 (при переходе от мелового периода к со временной эпохе) привело к понижению температуры земной по верхности на 1,6 или даже на 2,7 С.

Более обстоятельные расчеты проведены С. Томсоном и Е. Барроном [200] для оценки меловых палеотемператур в эпоху 100 млн лет до настоящего времени. На основе палеогеографиче ских данных они учитывали изменения площади суши, по срав нению с современной, в каждой 10-градусной широтной зоне.

Принимались во внимание изменения альбедо поверхности су ши и облачности. При различных вариантах моделирования по глощение солнечной радиации на поверхности земного шара превышало современное на 2,3-3,9%. Вследствие этого талассо кратическому состоянию земного шара в меловую эпоху соот ветствовала глобальная температура, которая превышала со временную на 2-8 С.

Опираясь на рассмотренные данные, можно с достаточной уверенностью считать, что увеличение в позднем мезокайнозое площади суши привело к понижению средней температуры зем ной поверхности по меньшей мере на 2 С. Ввиду этого в (4.5) следует использовать значение kТ = 0,08С/106км2. Если в качест ве SС принять всю современную площадь суши (приблизитель но 150·106 км2), то Тп = -12С. Понижение температуры на 12 С от полностью океанического состояния Земли к ее состоянию с имеющимися материками не представляется чрезмерным.

Оценим теперь понижение температуры в высоких широтах, соответствующее тем или иным значениям ТП. Примем во внима ние известную закономерность, согласно которой изменение гло бальной температуры сильно проявляется в высоких и слабо – в низких широтах. Одна из причин отмеченного различия состоит в том, что высокие широты нагреваются сходящимся потоком тепла из низких широт. При этом даже слабое понижение или повышение температуры в экваториальной и тропических зонах вызывает зна чительное понижение или повышение температуры в полярных об ластях. Другая причина температурной чувствительности высоких широт – возможность появления там снежного и ледяного покрова.

При его формировании и развитии происходит похолодание клима та, а в случае уменьшения и исчезновения – потепление климата.

Обсуждаемая закономерность проявляется в зональных рас пределениях температуры в различные климатические эпохи (см. рис. 4.7). При переходе от теплых климатических условий мелового периода к холодным условиям верхнего кайнозоя температура в низких широтах понизилась на несколько граду сов, а в высоких широтах – на десятки градусов (табл. 4.5).

Таблица 4. Понижение температуры земной поверхности при переходе от теплых эпох мелового периода к современной эпохе, С [133] Широта, град. В сред Полушарие нем 0 10 20 30 40 50 60 70 Северное 2 2 3 7 11 15 17 20 24 Южное 2 3 4 7 10 15 20 32 46 В работе [6] приведены данные об относительных измене ниях температуры на различных широтах северного полушария в кайнозое и прошлом столетии (рис. 4.14). Из них следует, что по вышенная вариабельность температуры в высоких широтах ха рактерна не только для крупных продолжительных изменений климата, но и для небольших промежутков времени, не сопоста вимых с геологическими эпохами. Следовательно, рассматривае мая закономерность присуща глобальной климатообразующей системе и проявляется в ходе изменений климата любой продол жительности.

Рис. 4.14. Относительное изменение средней годовой температуры нижнего слоя атмосферы на различных широтах северного полушария [6] 1 – палеоклиматические данные, 2 – современные изменения климата На основе этих данных можно охарактеризовать, ориен тировочно, соотношение изменений средней глобальной темпе ратуры (Тп) и температуры на различных широтах (Т). Бу дем считать, что связь является линейной, причем коэффициент пропорциональности зависит от широты:

Т К Т п (4.6) Нас интересует изменение температуры в высоких широтах.

По имеющимся в табл. 4.5 данным о Т и Тп определяем значение К на широтах 60, 70 и 80 градусов. В северном полушарии они составляют: К 60 = 1,9;

К 70 = 2,2;

К 80 = 2,7.

Если значения К определять по кривой 1 рис. 4.14, то они рав ны соответственно 1,9;

2,5;

3,4. Опираться на данные по южному полушарию мы не будем, поскольку высокие широты там заняты ледниковым покровом. В дальнейших расчетах будем использо вать значения К, полученные по табл. 4.5.

Формулы (4.5) и (4.6) позволяют оценить глобальное изме нение температуры и ее изменение на широтах 60, 70 и 80 град. в связи с увеличением площади суши в ходе горообразований. В табл. 4.6 представлены результаты вычислений для каледонского, герцинского и альпийского (мезокайнозойского) этапов горооб разования, которые характеризовались увеличением площади суши на 9,1, 15,0 и 27,3 млн км2. В сравнительном плане отме ченные горообразования будем относить к слабым, средним и сильным. Следуя этой ранжировке, байкальское горообразование, сопровождавшееся увеличением суши на 26,6 млн км2 (табл. 4.4), будем считать сильным.

Таблица 4. Изменение температуры земной поверхности вследствие слабого, среднего и сильного горообразования в фанерозое Изменение температуры, С Увеличение Горообразование площади суши, на широтах, град.

глобальное 106км2 60 70 Слабое (кале донское) 9,1 -0,7 -1,4 -1,6 -1, Среднее (гер цинское) 15,0 -1,2 -2,3 -2,6 -3, Сильное (аль 27,3 -2,2 -4,2 -4,8 -5, пийское) Оценим теперь местное понижение температуры – на по верхности воздымающихся горных хребтов. Воспользуемся, как это принято в климатологии и гляциологии, связью изменений температуры с высотой через вертикальный градиент температу ры в тропосфере:

Т (4.7) В климатологическом осреднении для нижней и средней тропосферы характерно, что = 6С/км. В соответствии с этим увеличение высоты земной поверхности на 1 км сопровождается понижением ее температуры на 6С. Если горные вершины дос тигают отметок 5-6 км, то на них образуются ледники даже в ус ловиях тропического климата. Однако горное оледенение там не может перерасти в горно-покровное, поскольку среднегорье ха рактеризуется сравнительно высокими температурами. Совер шенно иная ситуация складывается в полярных областях, где имеет место пониженный термический фон.

Для расчета температуры на разных высотных уровнях но вообразованных гор, располагающихся в высоких широтах, вос пользуемся исходными значениями температуры, характерными для теплых эпох (табл. 4.3). Данные этой таблицы отражают ус ловия на поверхности морских вод и на низменностях суши. В теплые эпохи, конечно, существовали и возвышенности, где кли мат был более прохладным – в соответствии с (4.7). Исходные температуры на разных широтах и высотных уровнях будем обо значать через Т,Z(Т).

По аналогии, искомую температуру в холодные периоды будем обозначать через Т,Z(Х). Для ее определения будем опи раться на (4,6) и (4,7):

Т, Z (X ) Т, (Т ) К Т П (4.8) Вычитанием величины КТП учитываем понижение темпе ратуры на широте вследствие понижения глобальной темпера туры на ТП, а вычитанием величины Z – понижение темпера туры на той же широте вследствие горообразования с амплиту дой Z.

Вычисления по (4.8) проведены на основе исходных палео температур по северному полушарию и представлены в табл. 4.7.

Данные о палеотемпературах в высоких широтах южного полу шария менее надежны. Кроме того, как видно из табл. 4.3, в теп лые эпохи климатические различия между полушариями не столь существенны, как в холодные (ледниковые).

Таблица 4. Температура земной поверхности (С) в высоких широтах перед и после горообразования различной интенсивности Высота над уровнем моря, км Широта, Эпоха град. 0 1 2 Перед горообра- 60 15 9 3 - зованием 70 10 4 -2 - 80 8 2 -4 - После слабого 60 13,6 7,6 1,6 -4, горообразования 70 8,4 2,4 -3,6 -9, 80 6,1 0,1 -5,9 -11, После среднего 60 12,7 6,7 0,7 -5, горообразования 70 7,4 1,4 -4,6 -10, 80 4,8 -1,2 -7,2 -13, После сильного 60 10,8 4,8 -1,2 -7, горообразования 70 5,2 -0,8 -6,8 -12, 80 2,1 -3,9 -9,9 -15, Прежде чем приступить к анализу табл. 4.7, обратим внима ние на то, что высотное положение снеговой линии и связанного с ней уровня зарождения ледников зависит от нескольких факто ров. По фактическим данным, имеющимся во многих работах, в том числе обобщающем исследовании М.В. Тронова и Н.Х. Лу пиной [155], снеговая линия тяготеет к годовой изотерме 0С, от клоняясь от нее вверх и вниз. В условиях большого количества осадков возможность появления снежно-ледовых образований определяется температурой. Это общепринятое в настоящее вре мя положение впервые выдвинул и обосновал в позапрошлом ве ке А.И. Воейков. В частности, он писал: «… при морском клима те даже очень небольшой разности температур (5-10С) доста точно, чтобы от полного отсутствия снежного покрова, даже и зимой, перейти к громадным скоплениям снега в горах и ледни кам у уровня моря» ([33], с.349).

Согласно палеогеографическим представлениям, в теплые периоды и при переходе к холодным периодам в высоких широ тах доминировали условия влажного морского климата [20, 178].

Даже в современную эпоху, приходящуюся на верхнекайнозой ский холодный период, к высоким широтам приурочены обшир ные климатические области избыточного увлажнения (в субарк тической и субантарктической зонах). Стало быть, мы с полным основанием можем принять, что на переходе от теплых периодов к холодным ледники зарождались при средних годовых темпера турах, близких к 0С. Учитывая это, перейдем к рассмотрению табл. 4.7.

Перед горообразованием, когда в рельефе суши имеются низменности и возвышенности высотой до 1 км, а горные соору жения незначительны по площади распространения, термические условия препятствуют возникновению ледников даже на возвы шенностях (Т60,1 = 9С;

Т70,1 = 4С;

Т80,1 = 2С). После слабого го рообразования оледенение становится возможным: на широте – на высотах немногим более 2 км (Т60,2 = 1,6С;

Т60,3 = - 4,4С);

на широте 70 – на высотах более 1 км (Т70,1 = 2,4С;

Т70,2 = - 3,6С);

на широте 80 – на высотах от 1 км (Т80,1 = 0,1С). После среднего горообразования высоты зарождения ледников немного снижа ются и на широте 80 уходят под уровень 1 км (Т80,1 = - 1,2С).

После сильного горообразования, когда роль глобального пони жения температуры еще более существенна, оледенение стано вится возможным: на широте 60 – несколько ниже уровня 2 км (Т60,2 = - 1,2С);

на широте 70 – на высоте 1 км (Т 70,1= - 0,8С);

на широте 80 – в пределах между уровнем моря и высотой 1 км (Т80,0 = 2,1С, Т 80,1 = - 3,9С).

В проблеме причин возникновения ледниковых периодов принципиальное значение отводится гляциоклиматическому про цессу, который принято называть саморазвитием оледенения. Его рассмотрению посвящено большое количество работ, включая [126]. Саморазвитие заключается в том, что снежники, ледники и ледниковые покровы, зародившись, изменяют соответствующие локальные, местные и региональные климатические условия в направлении, благоприятствующем своему дальнейшему разви тию (по принципу положительной обратной связи). Вследствие этого имеется следующий эволюционный ряд: снежники – гор ные ледники – сетчатое горное оледенение – покровное горное оледенение – материковое покровное оледенение.

При всем том саморазвитие оледенения сдерживается вер тикальной климатической зональностью и ограниченностью площадей горных сооружений, особенно на высоко- и среднегор ных уровнях. Не случайно даже в современных условиях (когда продолжается холодный период) крупные покровные ледники приурочены только к полярным и умеренным зонам. Термиче ский фон там позволяет начальным звеньям отмеченного эволю ционного ряда (снежникам и горным ледникам) располагаться на сравнительно низких уровнях, менее всего лимитированных в гипсометрическом распределении площади суши. Климатические условия на этих уровнях можно считать решающими для зарож дения материкового оледенения на переходе от теплых периодов к холодным.

Согласно данным табл. 4.7, в высоких широтах снежники и ледники могут «сесть» на уровень 1 км – после слабого горообра зования и опуститься до нескольких сотен метров – после силь ного горообразования. На гипсометрических кривых материков эти высоты вполне типичны. Стало быть, глобальное горообразо вание, затрагивающее высокие широты, – достаточная причина для того, чтобы там появились многочисленные ледники и про исходило саморазвитие материкового оледенения.

Развитие ледниковых покровов оказывает существенное влияние на климатические условия не только в региональном, но и глобальном масштабе. Это установлено на основе эмпи рических данных и математического моделирования измене ний климата, в частности, с использованием модели системы ледники – океан – атмосфера (ЛОА), названной по основным динамическим звеньям глобальной климатообразующей систе мы [126].

Согласно расчетам, выполненным с помощью математиче ской модели ЛОА, исчезновение существующих в настоящее время льдов сопровождалось бы повышением средней температуры на земном шаре на 7°С. Стало быть, при возникновении оледенения происходит похолодание климата такого же масштаба. Однако гляциоклиматические процессы не развиваются до полного оледе нения Земли. Ограничения накладываются отрицательными обрат ными связями, в частности, следующей: понижение температуры земной поверхности – усиление континентальности глобального климата – ослабление питания и уменьшение размеров материково го оледенения. Принципиальное значение имеет также механиче ская невозможность экспансии ледниковых покровов на глубоко водные морские пространства.

С учетом способности оледенения к саморазвитию, горооб разование в геосинклинально-орогенных областях земного шара можно считать достаточной исходной причиной появления лед никовых покровов и результирующего понижения глобальной температуры на 8-10°С. Последнее складывается из первона чального похолодания приблизительно на 2°С, обусловленно го увеличением площади суши, и дополнительного похолода ния на 7°С под влиянием гляциоклиматических процессов. Необ ходимое условие такого хода событий – горообразование в высо ких широтах земного шара. В ином случае ледниковые покровы не формируются и не усиливают исходное орогеническое похо лодание климата.

Однако возможен альтернативный вариант, выражающийся в значительном высокоширотном горообразовании на фоне слабого глобального орогенеза, почти не воздействующего на климат Зем ли. Этот вариант выделен в табл. 4.7 курсивом. Он попадает в раз дел «перед горообразованием», так как глобальный климатиче ский эффект горообразования принимается равным нулю. В то же время местный эффект приводит к тому, что на всех рассматри ваемых широтах низкогорья покрываются ледниками. При доста точной площади низкогорий там могут образоваться, путем само развития, горные покровные ледники и материковые ледниковые покровы. Конечный результат может выражаться в возникновении на Земле холодного (ледникового) периода.

Вариантная зависимость глобального климата от особенно стей горообразования затрудняет объяснение климатических со бытий на основе простого их сопоставления с орогеническими эпохами. Горообразование и увеличение площади суши выступа ет в качестве исходного фактора (тектонического регулятора) перехода от теплых климатических условий к холодным. Ма териковое оледенение, если оно появилось, выполняет роль уси лителя (исполнительного механизма) этого процесса. Иными словами, структурное усложнение глобальной климатообразую щей системы, в виде оледенения, влечет за собой функциональное ее изменение, вследствие которого относительно устойчивый не ледниковый талассократический режим сменяется относительно устойчивым ледниковым геократическим режимом. Он сохраня ется до тех пор, пока сохраняются ледниковые покровы типа ан тарктического и гренландского. Если же горообразование не при водит к возникновению ледниковых покровов, результирующий климатический эффект оказывается слабым и проявляется в ви де второстепенной холодной эпохи.

В обобщенном виде переход от теплых (неледниковых) к холодным (ледниковым) периодам показан на рис. 4.15.

Горообразование Возникновение материково Похолодание климата Земли в ходе теплого го оледенения и холодного талассократического геократического периода Появление высокоширот- периода ного горного оледенения Рис. 4.15. Схема перехода от теплых геологических периодов к холодным Отметим, что здесь отображается некоторая часть механиз ма, возбуждающего глобальные геологические циклы. Представ ление об этом механизме в целом излагается в п. 6.1.

4.4. Биосфера теплых и холодных геологических периодов Выше рассмотрены климатические и некоторые другие ха рактеристики поверхности Земли в теплые и холодные периоды фанерозоя. Дополняя их, получаем сводку данных о состоянии биосферы в эти периоды (табл. 4.8). Обоснования по каждому блоку таблицы представим в последующем тексте.

Таблица 4. Состояние биосферы в теплые и холодные периоды фанерозоя № Геологический период Характеристики п/п биосферы теплый холодный 1 2 3 Климатический блок 1.

1.1 Структура глобальной В структуре ГКС нет Имеются горные ледники, климатообразующей сис- оледенения ледниковые покровы, мор тему (ГКС) ские и подземные льды 1.2 Климатические пояса Преобладают пояса тро- Добавляются пояса уме Земли пического, субтро- ренно-холодного и холод пического и умеренного ного климата климата 1.3 Средняя температура 20-25С 10-15С земной поверхности Продолжение табл. 4. 1 2 3 1.4 Перепад температуры Около 20С 50-80С между экваториальной и полярными областями 1.5 Зональная циркуляция Слабо выражена Акцентированная атмосферы 1.6 Климатическое разнооб- Редуцированное Повышенное разие Гидросферный блок 2.1 Высокий. Талассократи- Низкий. Геократическое Уровень океана ческое состояние Земли состояние Земли 2.2 Погружение соленых вод Погружение холодных Термогалинная циркуля в тропиках и их подъем в вод в полярных областях ция вод в океане высоких широтах и их подъем в низких широтах 2.3 Средняя температура по- Около 25С Около 15С верхностных вод океана 2.4 Температура придонных Около 15С Около 0С вод океана 2.5 Водообмен в глубинах Ослабленный (стагнация Усиленный (вентиляция океана вод) вод) 2.6 Геохимическая среда Восстановительная Окислительная в глубинах и на дне океана 2.7 Разнообразие водных масс Редуцированное Повышенное океана 2.8 Поверхностные и подзем- Соответствуют условиям Добавляются воды и ные воды суши экваториального, тропи- льды, свойственные уме ческого, субтропическо- ренно-холодному и хо го и умеренного клима- лодному климатам, а тов в пределах равнин и также климатам средне низкогорий горий и высокогорий 3 Биотический блок 3.1 Разнообразие экосистем в Редуцированное Повышенное пределах суши и океана 3.2 Скорость новообразова- Пониженная Повышенная ния видов живых орга низмов 3.3 Биопродуктивность эко- Пониженная Повышенная систем мирового океана Окончание табл. 4. 1 2 3 4 Литосферный блок 4.1 Поверхность континен- Значительная часть по- Почти вся поверхность – тов верхности покрыта мо- суша. Имеются крупные рями. Преобладает сгла- горные области женный рельеф 4.2 Скорость глобальной де- Пониженная Повышенная нудации и глобального осадконакопления 4.3 Объем осадков в страти- Максимальный Минимальный сфере 4.4 Рельеф дна океана Сглаженный Имеются океанические поднятия и хребты 4.5 Содержание газогидратов Пониженное Повышенное в морских осадках Геофизический блок 5.1 Магнитное поле Земли Ослабленное по напря- Более выраженное по на женности и вкладу ди- пряженности и роли ди польной составляющей польной составляющей 5.2 Электрическое поле Зем- Ослабленное Акцентированное ли (системы земная по верхность – атмосфера) Климатические характеристики Земли обусловливаются структурой ГКС: отсутствием оледенения в теплые периоды и его наличием – в холодные. В теплые периоды климатическая зо нальность представлена поясами экваториального, субэкватори ального, тропического, субтропического и умеренного климатов [178]. В холодные периоды температура земной поверхности и атмосферы понижается главным образом за счет высоких и сред них широт, где развивается оледенение. Как следствие, резко возрастают температурные градиенты экватор – полюс и усили вается зональная циркуляция атмосферы [92, 126]. В то же время усложняется пространственная структура климатов Земли и воз растает их разнообразие. В том или ином объеме сохраняются климатические пояса теплых периодов и добавляются пояса уме ренно-холодного и холодного климата (рис. 4.16).

а б Климатические пояса – холодный – засушливый (пустынный и полупустынный) – умеренно-холодный – тропический влажный (экваториальный – умеренно-теплый и субэкваториальный) – теплый внетропический – границы между поясами («субтропический») Рис. 4.16. Схема климатической зональности в апогее теплых (а) и холодных (б) периодов [178] Состояние гидросферы в теплые и холодные периоды тесно связано с параметрами оледенения и климата Земли.

По существующим оценкам, возникновение и стаивание ледниковых покровов вызывает изменения уровня океана на 100-200 м [59, 183]. По-видимому, это является главной причи ной перехода Земли от талассократического состояния к геокра тическому и обратно. По имеющимся расчетам, на протяжении большинства геологических периодов повышения уровня на 50 м было достаточно, чтобы море покрыло 25% площади континен тов [169].

В обоих состояниях циркуляция поверхностных вод океана контролируется главным образом ветровым режимом нижней ат мосферы. Дискуссионным остается вопрос о термогалинной цир куляции вод в глубинах океана.

В современных условиях глубинные воды океана пополня ются главным образом за счет вод, погружающихся в субантарк тике и субарктике. В процессе зимнего ледообразования холод ные воды этих областей испытывают дополнительное осолонение и становятся аномально плотными. Глубинный сток холодных плотных вод из высоких широт компенсируется притоком по верхностных вод из средних широт. Кольцо рассматриваемой термогалинной циркуляции вод в океане замыкается апвеллингом глубинных вод, в низких широтах. Этот механизм термогалинной циркуляции можно считать типичным для холодных периодов.

Имеется представление, согласно которому глубинная океа ническая циркуляция в теплые периоды также характеризуется по гружением вод в субполярных областях и их распространением в сторону экватора [191]. Эта точка зрения как будто подкрепляется тем, что в теплые периоды температура поверхностных вод в высо ких широтах и глобальная температура глубинных вод почти оди накова и составляет около 15. Однако нужно учитывать, что в теп лые периоды климат высоких широт был влажным. Поверхностные воды там могли характеризоваться пониженной, но не повышенной соленостью. В отсутствие зимнего ледообразования там вряд ли могло происходить формирование плотных глубинных вод.

По мнению В. Хея [192], в апогее теплых периодов источ ником глубинных вод могут становиться теплые соленые воды тропических областей. Соответствующая схема представлена на рис. 4.17. Ту же мысль, в более радикальной форме, впервые вы сказал в 1906 г. Т. Чемберлин [20, 192]. Он полагал, что в теплые периоды направление термогалинной циркуляции является про тивоположным современному. В тропиках аномально плотные соленые поверхности воды погружаются и достигают полярных областей в виде глубинных течений. Там они поднимаются к по верхности и согревают высокие широты. При большом количест ве атмосферных осадков высокоширотные воды распресняются и перемещаются к тропическим зонам в системе поверхностных течений.

ПВ Глубина, км ТСГВ Ю С Широта, град Рис. 4.17. Гипотетический сценарий формирования водных масс Атлантического океана в меловом периоде [192] ПВ – промежуточные воды, ТСГВ – теплые соленые глубинные воды В этой связи обратим внимание на факт аномально высокой температуры глубинных вод Атлантики в районе, прилегающем к Гибралтарскому проливу. А.И. Воейков [34] объяснил отме ченный факт притоком относительно теплых глубинных вод из Средиземного моря. Последние, согласно его выводам, форми руются за счет поверхностных вод моря. В условиях преобла дания испарения над осадками они приобретают повышенную соленость и в ходе зимнего охлаждения становятся аномально плотными. Стало быть, имеется крупномасштабное подтвер ждение представлений Т. Чемберлина. С определенной уверен ностью можно полагать, что в теплые периоды температура глубинных вод океана обусловливается зимней температурой поверхностных тропических вод.

Различие термогалинной циркуляции вод в теплые и холод ные геологические периоды согласуется с эмпирическими дан ными о температуре океанических вод и дает логичное объясне ние вертикального распределения температуры. Однако отмечен ное различие не позволяет ответить на вопрос об интенсивности водообмена в рассматриваемые периоды.

Этот вопрос возник в то время, когда по данным глубоко водного бурения было выявлено широкое распространение в океанических отложениях мезозойского возраста черных сланцев [81, 156, 199]. Возможны две причины повышенного содержания в черных сланцах органического вещества: 1) высокая скорость накопления и захоронения илов, обогащенных органикой;

2) де фицит кислорода в глубинных водах вследствие ослабленного водообмена (стагнации вод). По мнению А.П. Лисицына [85] и Р. Штейна [199], предположение о массовом возрастании био продуктивности морских экосистем не имеет достаточных осно ваний. Они склоняются к мысли о том, что в теплый период для придонных вод были характерны стагнация и восстановительная среда, а в последующий ледниковый период усилилась вентиля ция глубин океана и геохимическая среда в придонном слое вод стала окислительной.

В дополнение к изложенной позиции примем во внимание, что морские экосистемы отличаются повышенной биопродуктив ностью и обеспечивают быструю аккумуляцию органического вещества главным образом в областях интенсивного терригенно го осадконакопления, где водные массы обогащены элементами минерального питания продуцентов. В теплые периоды, когда суша сравнительно невелика по площади и высоте, морские эко системы, в особенности океанические, должны отличаться пони женной биопродуктивностью. Стало быть, черные сланцы полу чают в эти периоды глобальное распространение только потому, что имеют место стагнация придонных вод и анаэробное их со стояние. Эта позиция отражена в таблице.

Последние два пункта гидрологического блока, касающиеся разнообразия водных масс Мирового океана и вод суши, пред ставляются достаточно очевидными и не нуждаются в особых доказательствах.

В биотическом блоке учитывается влияние абиотических факторов природной среды на экосистемы суши и океана. Разнооб разие экосистем изменяется в связи с тем, что теплые периоды от личаются от холодных по набору климатических поясов, верти кальных климатических зон, гидрологических объектов суши, водных масс океана. Согласно общепринятым экологическим представлениям, редуцированному набору экосистем (в теплые периоды) должна соответствовать пониженная скорость видооб разования в биосфере, а повышенному их набору (в холодные периоды) – увеличенная скорость видообразования. Вариации биопродуктивности экосистем Мирового океана обусловливают ся, как отмечено выше, изменениями осадконакопления при из менениях размеров суши. Некоторое значение может иметь так же отличие теплых периодов от холодных по экосистемному разнообразию. Все эти выводы нуждаются в проверке на факти ческом материале.

В литосферном блоке в объяснении нуждаются только три последних пункта.

Объем осадков в стратисфере является максимальным в апогее каждого теплого периода, когда геосинклинальные се диментационные бассейны уже аккумулировали терригенный материал от горных сооружений, разрушавшися в предыдущий холодный период, но еще не претерпели инверсионной стадии нового геосинклинально-орогенного цикла. Далее осадочные отложения отдают свои запасы геохимической энергии, транс формируются в метаморфогенные породы и сокращаются по объему до минимума, который наступает в апогее холодного (орогенного) периода.Для иллюстрации изменения объема осад ков можно использовать рис. 3.7, полагая, что он отражает изме нение структуры преобладающей части ансамбля ГОС на протя жении геологического цикла. Начало теплого периода отобража ется схемой I, апогей – схемой II, окончание – схемой III. Холод ный переход начинается на переходе III-IV, достигает апогея на переходе IV-V и завершается на переходе от V прежнего цикла к I нового цикла.

Изменения рельефа океанического дна в холодные и теплые периоды рассматриваются в п. 5.4. Наиболее расчлененным рель еф становится в апогее холодных периодов – под влиянием раз ломно-магматических систем, возникающих вследствие климати чески обусловленного понижения температуры литосферы. В те плые периоды происходит сглаживание поднятий, хребтов и рифтов, возникших в предыдущие холодные периоды.

Поровое пространство субаквальных и субаэральных осад ков является вместилищем для газов, выделяющихся из осадков и подстилающей литосферы. Некоторые из них, главным образом метан, этан и пропан, способны соединяться с водой. При этом образуются газогидраты – кристаллические тела, напоминающие снег или лед. В газовой фракции газогидратов преобладает метан:

на его долю приходится 95 – 99% массы.

Область устойчивости газогидратов определяется парамет рами состояния – температурой и давлением [142, 143]. Сущест вование газогидратов, в естественном их залегании, ограничива ется температурами в несколько десятков °С. Ввиду этого газо гидраты образуются главным образом в морских осадках, где столб воды создает повышенное давление, а температура лими тируется холодным состоянием глубинных вод. На суше они мо гут возникать только в областях с холодным климатом.

Чередование теплых и холодных периодов сопровождается кардинальными изменениями условий образования газогидратов.

Каждый холодный период – это время формирования залежей га зогидратов, подобных современным, а каждый теплый период – время термического разрушения залежей, их частичной или пол ной деградации. При переходе от первого ко второму в придон ный слой океана поступают углеводороды, сероводород, аммиак и другие компоненты разлагающихся газогидратов. Как следст вие, усугубляются восстановительные условия в океане и ухуд шается геохимическая среда существования морской биоты. Об суждаемые вопросы, впервые поднятые в [133], нуждаются в дальнейшей проработке.

В геофизическом блоке мы рассматриваем состояние только магнитного и электрического полей Земли. Соответствующие фак тические данные и теоретическое их объяснение представлены в п. 7.2. Согласно исследованиям по физиологии животных и расте ний, эти поля влияют на состояние и развитие живых организмов биосферы.

5. ВОЗДЕЙСТВИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ ЦИКЛОВ НА ЛИТОСФЕРУ И ВОЗНИКНОВЕНИЕ РАЗЛОМНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ 5.1. Проникновение в литосферу климатически обусловленных температурных волн В науке о Земле имеются данные наблюдений и теоретиче ских расчетов, касающиеся изменений температуры почвы и под стилающих горных пород под влиянием суточных, годовых и многолетних колебаний температуры земной поверхности. Из вестно, что с увеличением периода колебаний возрастает глубина проникновения температурных волн в земную кору. По расчетам Н.М. Фролова [164], колебания климата с периодом в десятки ты сяч лет, характерные для четвертичного периода, заметно прояв ляются на глубинах порядка одного километра. Что касается наи более долгопериодных колебаний климата Земли – чередования теплых и холодных периодов продолжительностью 100-300 млн лет, то соответствующие температурные волны достигают глубин в десятки километров [127, 130, 133].

В холодные геологические эпохи и периоды понижение температуры горных пород земной коры сопровождается их тер мическим сжатием (уплотнением). При глобальном проявлении температурного уплотнения в земной коре формируются поля растягивающих напряжений и возникает сеть глубинных разло мов. В теплые эпохи и периоды, когда происходит термическое расширение пород, доминируют сжимающие напряжения и появ ляется относительный запрет на крупномасштабное разломообра зование. Эти события сопровождаются тектоно-магматическими последствиями, с учетом которых можно объяснить разломно блоковое строение литосферы в ходе кайнозойского и других хо лодных периодов, существование глобальной системы рифтов, широкое проявление эффузивной деятельности, особенно на дне океана, и ряд других фактов [133, 134].

Цепь процессов: изменения климата – проникновение тем пературных волн в литосферу – возникновение эпох и периодов разломообразования – сопутствующие тектоно-магматические последствия оказалась вне теоретических построений геодина мики и геотектоники. Эта ситуация объясняется сложившейся постановкой исследований причин геоэволюции. По отноше нию к ней в работе И.Ф. Зубкова отмечается: «Беда в том, что собственно геологические процессы, в частности, экзогенные, выпадают из поля зрения» ([62], с. 41). Данная глава посвящена анализу климатически обусловленных тектоно-магматических событий.


Климатически обусловленные колебания температуры зем ной поверхности при своем распространении вглубь накладыва ются на квазистационарное поле температуры литосферы. Опре деление соответствующих изменений глубинной температуры представляет собой характерную задачу без начальных условий, так как при многократном повторении климатических циклов влияние начальных условий становится пренебрежимо малым.

Согласно работам [153, 176], задача сводится к решению уравне ния теплопроводности в полупространстве, ограниченном земной поверхностью:

( Z, t ) 2( Z, t ) a, (0 Z ) (5.1) t Z при граничном условии (0,t) = A(0) cos t, (5.2) где (Z,t) – температура в функции глубины (Z) и времени (t);

а – коэффициент температуропроводности пород;

(0, t) – темпера тура на поверхности в момент времени t;

А(0) – амплитуда коле баний температуры на поверхности;

= 2/ – круговая частота, соответствующая продолжительности циклов.

Решением являются установившиеся колебания температу ры той же частоты (, t ) A( ) cos( t ) (5.3) 2a с амплитудой Z A() A(0)e 2a (5.4) Они ослабевают с глубиной, поскольку их амплитуда (А (Z)) уменьшается по сравнению с амплитудой колебаний на поверх ности (А(0)). Относительные изменения температурной амплиту ды с глубиной описываются выражением:

A() / A(0) e e a 2a (5.5) С помощью (5.5) можно определить глубину проникновения температурных волн с заданными значениями относительной ам плитуды колебаний температуры:

n (A( ) / A(0)) / (5.6) a Ниже представлены результаты расчета Z, соответствующие двум фиксированным значениям А(Z)/А(0), при различных зна чениях и варьировании значений а (табл. 5.1).

Таблица 5. Глубина распространения (км) температурных колебаний заданной относительной амплитуды в зависимости от продолжительности периода колебаний () и температуропроводности пород (а), 106 лет А(Z)/А(0), а,- 10 0,01 0,1 1 10 50 100 доли ед. м/с 0,5 0,5 0,16 0,5 1,6 4,9 10,9 15,5 22, 1,0 0,22 0,7 2,2 6,9 15,5 22,0 31, 2,0 0,31 1,0 3,1 9,8 22,0 31,2 44, 0,1 0,5 0,52 1,6 5,2 16,3 36,3 51,5 72, 1,0 0,73 2,3 7,3 23,0 51,5 72,9 103, 2,0 1,0 3,3 10,4 32,7 72,9 103,5 146, Глубина Z, на которой А(Z)/А(0) = 0,5, выделяет слой в границах (0;

Z), где средняя амплитуда колебаний температуры близка к А(0). При значениях порядка 100 млн лет и реалистичном диапа зоне используемых значений а эти глубины составляют несколь ко десятков километров. Они охватывают верхнюю часть ли тосферы, материал которой обладает хрупко-упругими свойства ми. При сравнительно небольших значениях, от 10 тыс. лет до млн лет, рассматриваемые глубины существенно меньше и не выходят за пределы нескольких километров.

Глубины с А(Z)/А(0)=0,1 можно считать пределом «ощути мого» проникновения климатически обусловленных температур ных волн. Из таблицы следует, что климатические циклы с = 200 млн лет проявляются на глубинах более 100 км. Тем са мым температурное влияние теплых и холодных геологических периодов, свойственных биосферной области ГГС, распространя ется на значительную часть тектоносферы.

В соответствии с (5.3) температурные колебания на глуби нах происходят со сдвигом фазы. Время запаздывания максиму мов и минимумов температуры от соответствующих экстремумов на земной поверхности определяется выражением:

(5.7) 2a 4a Если взять отношение /, то оно характеризует относитель ное запаздывание в сравнении с периодом колебаний. Значения этой величины, рассчитанные по формуле / / 4a, (5.8) при фиксированном значении а = 10-6 м2/с, представлены в табл. 5.2.

Таблица 5. Относительное запаздывание изменений температуры в зависимости от глубины (Z) и периода колебаний ( ), 106 лет Z, км 0,01 0,1 1 10 50 100 1 0,5 0,16 0,05 0,016 0,007 0,005 0, 5 0,80 0,25 0,080 0,036 0,025 0, 10 0,50 0,159 0,071 0,050 0, 20 0,318 0,143 0,100 0, Колебания температуры со сравнительно небольшими пе риодами (0,01-1 млн лет) испытывают значительное запаздыва ние уже на небольших глубинах. Вычисления теряют смысл и ос тановлены для глубин, где колебания полностью затухают (А(Z)/А (0) 0,1).

С увеличением относительное запаздывание уменьшается.

При 100 млн лет оно становится малосущественным даже на глубине 20 км. Вычисления ограничены этой глубиной, посколь ку ниже литосфера повсеместно теряет хрупко-упругие свойства.

В расчетах глубины распространения температурных коле баний мы широко варьируем значения температуропроводности.

Например, значение a =2·10-6 м2/с в два раза превышает темпера туропроводность метаморфических и магматических пород в ус ловиях кондуктивной теплопроводности. Тем самым мы косвен но учитываем конвективную теплопроводность. Ее роль в по следнее время признается весьма существенной в связи с наличи ем в породах земной коры пор и трещин, заполненных водой и другими флюидами.

Таким образом, колебания климата Земли с периодами от нескольких десятков до первых сотен миллионов лет вызывают изменения температуры верхней части литосферы. По амплитуде и фазе они мало отличаются от изменений температуры земной поверхности, особенно при учете конвективной теплопроводно сти. Дальнейшая задача заключается в рассмотрении тектониче ских и магматических последствий этих событий.

5.2. Термоупругие напряжения в литосфере и разрывные ее дислокации в холодные эпохи и периоды Геодинамические последствия климатически обусловлен ных изменений температуры в литосфере зависят от реологиче ских свойств горных пород. Следуя широко распространенным представлениям, примем двухслойную модель литосферы. Верх ний слой, имеющий толщину до нескольких десятков километ ров, будем считать упругим, способным к долговременному на коплению механических напряжений и их разрядке в виде хруп ких деформаций. Нижний слой можно считать упруго пластичным, упруго реагирующим на быстро изменяющиеся на пряжения и претерпевающим пластические деформации под дей ствием медленно изменяющихся напряжений. В отношении ма териала астеносферы будем полагать, что он ведет себя подобно весьма вязкой жидкости [133].

Эта модель вполне совместима с фактом глобальной дисло цированности литосферы глубинными разломами. Менее прием лемым является представление о значительной пластичности ма териала всей литосферы и большой роли ползучести пород зем ной коры. В соответствии с этим представлением, разломообра зующие тектонические силы должны возникать геологически мгновенно – с опережением предполагаемой быстро протекаю щей релаксации напряжений. Для их возникновения необходимы источники энергии с почти бесконечной мощностью, охваты вающие всю литосферу. Геофизика не располагает свидетельст вами существования таких источников энергии.

Развитие холодных геологических эпох и периодов сопро вождается понижением температуры горных пород и их термо упругим уплотнением (сжатием). По аналогии с процессом охла ждения орогена (п.3.3) будем считать, что в мысленно выделен ном малом объеме пород, имеющем форму куба, сжатие проис ходит по вертикальной и взаимно перпендикулярным горизон тальным осям. Первое влечет за собой оседание поверхности земной коры и соответствующее уменьшение радиуса Земли (R). Для оценки этого уменьшения можно записать: R = hA, где – коэффициент линейного температурного расширения по род;

h – толщина охлаждающегося слоя литосферы;

А – средняя амплитуда (размах) изменения температуры в этом слое.

Пусть = 8·1061/°С и, в соответствии с данными табл. 5. для наиболее продолжительных климатических циклов, h = 100 км. Если среднюю глобальную амплитуду изменений температуры на поверхности литосферы принять равной 10°С, то, согласно той же таблице, с некоторым завышением можно при нять А = 5°С. Оказывается, что R = 4 м. Это изменение вряд ли играет заметную геодинамическую роль.

Совершенно иное значение имеет сжатие пород верхнего слоя литосферы по горизонтальным осям. Рассмотрим это явление.

Современное состояние литосферы, при котором она разби та сложной сетью глубинных разломов, относится к апогею кай нозойского холодного периода. В предшествующий теплый пе риод литосфера могла быть более монолитной. Ввиду этого име ет смысл проанализировать воздействие похолодания для двух предельных (идеализированных) вариантов исходного состояния литосферы [133]:

1) ее верхний слой представляет собой непрерывную упру гую оболочку;

2) в этом слое имеется любое количество разломов.

В первом варианте охлаждающийся упругий слой литосфе ры уподобляется тонкой оболочке, сжимающей земной шар.

Вследствие этого в земных недрах появляется некоторое доба вочное давление, уменьшающее объем Земли. В то же время со противление недр сжатию порождает в оболочке напряжения растяжения. При прочих равных условиях они тем больше, чем менее податливы земные недра для сжатия под действием доба вочного давления. Последнее можно оценить с помощью форму лы Лапласа для тонкостенных сферических резервуаров [179], нагружаемых избыточным внутренним давлением Р. В соответ ствии с этой формулой Р = 2/r, где – толщина стенки резервуа ра;

– напряжения растяжения в ней;

r – радиус резервуара. В дан ном случае давление Р эквивалентно интересующему нас добавоч ному давлению. Пусть = 20 км (характерная толщина упругого слоя литосферы), = 107 Н/м2 (предел прочности на разрыв образ цов базальта), r = 6400 км (радиус Земли). Находим, что Р = 6,25· Н/м2. Это значение настолько невелико, что по отношению к не му земные недра абсолютно несжимаемы.

В этих условиях горизонтальное термоупругое сжатие пород полностью переходит в горизонтальные растягивающие напря жения. Они вызывают напряженное состояние в верхнем упругом слое литосферы. Если средние значения растягивающих напря жений (в) там достигают предела прочности пород на разрыв (вп), то возникают вертикальные трещины, рассекающие этот слой. Выясним возможности их появления.


В соответствии с (3.21), В = ЕВВАВ, где ЕВ = 1011 Н/м2 – мо дуль Юнга для пород верхнего слоя;

В = 8·10-6 1/°С;

АВ – размах колебаний средней температуры слоя. Последний примем для океанической и континентальной литосферы равным 10 и 7°С (на верхней границе размах температуры составляет 15 и 10°С). По от ношению к океанической и континентальной литосфере находим:

ВО = 8·106 Н/м2 и ВК = 5,6·106 Н/м2. Как уже отмечалось, при стандартной температуре монолитные образцы кристаллических пород земной коры обладают пределом прочности на разрыв (П) в диапазоне от 3·106 до 107 Н/м2 (п.3.3). Соответствие возникаю щих напряжений разрушающим свидетельствует о том, что кли матически обусловленное понижение температуры горных пород может быть причиной разрывов верхнего слоя океанической и континентальной литосферы.

На каждом участке литосферы с более или менее однород ным (малоградиентным) полем охлаждения для разрядки гори зонтальных напряжений достаточно, чтобы появилась сеть тре щин, рассекающих упругий слой литосферы на прямоугольные (в плане) блоки. Линейность трещин каждого из ортогональных на правлений обеспечивает минимум затрат энергии на их образова ние. С учетом сложности глобальных полей охлаждения лито сферы и ее прочности, крупномасштабная сеть трещин заведомо не может быть простой (прямоугольной) по конфигурации и рав номерной по плотности. Априорно следует ожидать увеличение ее плотности на дне океана в областях, претерпевших наиболь шее понижение температуры и обладающих тонкой литосферой.

Трещины должны быть квазивертикальными: в таком случае ли тосфера оказывает наименьшее сопротивление растягивающим напряжениям.

Согласно (3.24 б), для появления разрывов, рассекающих всю литосферу, должно выполняться соотношение В плhл/hВ, где ПЛ – средний предел прочности материала литосферы;

hЛ и hВ – толщина литосферы и ее верхнего упругого слоя. При прочих равных условиях, чем толще литосфера, тем больше интеграль ное ее сопротивление разрыву, пропорциональное произведению ПЛhЛ. По имеющейся оценке [47], предел прочности океанической литосферы (ПЛО) составляет 5·106Н/м2. Если характерная ее тол щина (hЛО) равна 70 км и hВО = 20 км, то ПЛОhЛО/hВО = 18·106Н/м2.

Напряжения ВО = 8·106Н/м2 недостаточны для преодоления проч ности на разрыв океанической литосферы в целом. Сквозные тре щины могут возникнуть только на тонких, ослабленных ее участ ках. Континентальная литосфера еще менее податлива для воз никновения сквозных трещин.

Обратим внимание на то, что трещины, рассекающие верх ний слой литосферы, имеют раскрытые полости. В них поступа ют морские воды или воды суши (подземные, озерные, речные).

Эти воды нагреваются в глубине трещин и изливаются из них в виде субаквальных и субаэральных источников. Существование горячих источников, приуроченных к зонам разрывов океаниче ской и континентальной коры – известный факт. Выявленные геологами морские источники с температурой воды более 300°С свидетельствуют о том, что глубина соответствующих трещин превышает 10 км (за исключением случаев связи источников с телами вулканитов).

В полостях трещин возникает конвективный теплообмен, в ходе которого эффективно охлаждаются стенки трещин и окайм ляющие массивы литосферы. Породы этих массивов испытывают температурное сжатие, сопровождающееся расширением трещин и продвижением их вершин вглубь литосферы. Соответственно, понижаются уровни циркуляции вод и последующего раздвига трещин. В итоге они могут рассекать всю литосферу и достигать астеносферы. В то же время создаются предпосылки для распро странения трещин в дистальном направлении.

Такой механизм раздвига трещин можно назвать «водобой ным» [136]. Благоприятные условия для его проявления имеются на морском дне (рис. 5.1). На суше, при скудности гидросферы, развитие трещин должно быть существенно менее активным.

Здесь возникает задача физического и математического мо делирования развития трещины по ее падению и простиранию.

Условием ее углубления, по-видимому, должно быть соотноше ние Vр Vс, где Vр – скорость раскрытия трещины в привершин ной ее части, Vс – скорость смыкания трещины вследствие нару шения устойчивости породных массивов на ее крыльях. Если это условие выполняется, то вершина трещины уходит вниз, а выше лежащая полость приобретает ширину, при которой обеспечива ются приток и циркуляция морских вод.

Рис 5.1. Схема расширения и углубления трещин в океанической литосфере (по: [136]). 1 – морские воды, 2 – литосфера, 3 – первоначальная трещина, 4 – циркуля ция вод в трещине, 5 – направления охла ждения пород и раздвига стенок трещины, 6 – трещина в процессе раздвига и углубления, 7 – вершина трещины Мы вряд ли допустим большую ошибку, если в качестве достаточной примем ширину трещины, в привершинной ее части, около 10 см. Пусть под влиянием температурного уплотнения пород каждая стенка трещины отодвигается от осевой плоскости на х (и полное раскрытие трещины равно 2х). При этом х = схОХЛОХЛ, где хОХП – горизонтальное расстояние, до кото рого проникает охлаждение горных пород литосферного массива, ОХЛ – понижение температуры стенки трещины в привершинной ее части, с =ОХЛ.ср./ОХЛ – коэффициент, показывающий во сколько раз среднее охлаждение пород (ОХЛ.ср.) на участке от х = 0 до х = хОХЛ меньше величины ОХЛ. Отсюда следует, что хОХЛ=(х/с)ОХЛ (5.9) Морская вода, поступающая в раскрывающуюся привер шинную часть трещины, приходит в контакт с породами глубин ных слоев литосферы. Перепад температуры на стенках трещины может достигать, по-видимому, нескольких сотен градусов.

Пусть ОХЛ = 100°С, = 8·10-61/°С и с = 1/3. Тогда для двух зна чений х, соответствующих раскрытию трещины на 10 и 20 см, находим значения хОХЛ:

5 х, см хОХЛ, м 188 Оценим теперь время, в течение которого температурное изменение на стенке трещины проявится на расстоянии х = хОХЛ.

С этой целью уравнение теплопроводности /t = а2/x2 пред ставим в форме размерных соотношений: /t = а/x2. Если х = хОХЛ, то tОХЛ = x2ОХЛ/а (5.10) -6 При а = 2·10 м /с находим значения tОХЛ, соответствую щие полученным выше значениям хОХЛ:

хОХП, м 188 tОХЛ, лет 560 Из проведенных расчетов следует, что трещина раскрывает ся на 10-20 см за время порядка тысячи лет. Существенно, что силы растяжения, пропорциональные площади стенок трещины, концентрируются на линии ее вершины. Это явление принципи альным образом облегчает «водобойное» развитие трещины, если она уже возникла в упругом слое литосферы.

В этих расчетах мы получили, по-видимому, преувеличен ную оценку величин хОХЛ и tОХЛ. Если принять другие (вполне допустимые) значения ОХЛ = 300°С и а = 3·10-6м2/с, то результат оказывается иным:

хОХЛ, м 62,5 tОХЛ, лет 41 В принципе не исключена возможность существенного рас крытия трещины за время, исчисляемое десятками и первыми сотнями лет. Однако остается нерешенным вопрос о скорости ее смыкания. Здесь мы можем опереться на известные представле ния о характерных временах релаксации напряжений: в верхнем (хрупко-упругом) слое литосферы они составляют миллионы лет, в нижележащем сравнительно пластичном ее слое – тысячи лет и в астеносфере – годы (или дни, если имеется расплав). Ста ло быть, имеются основания полагать, что рассматриваемый процесс развития трещин реализуется.

Окружающая природная и техногенная среда изобилует примерами термических деформаций, вызываемых изменениями погоды и климата. Среди них особого внимания заслуживает факт существования трещин охлаждения в областях с резко кон тинентальным климатом. В ([46], т. 3) морозобойное растрески вание грунтов охарактеризовано следующим образом: «С пони жением температуры и вследствие термореологических свойств в мерзлых породах возникают температурные напряжения. Разрыв в первоначально сплошном массиве пород происходит, когда температурные напряжения превосходят прочность пород на рас тяжение» (с.396). Там же сказано, что в условиях современного климата глубина криогенных трещин, образующихся в осенне зимний период, составляет от 1 до 12 м. Трещины располагаются примерно на одинаковом расстоянии друг от друга. Перпендику лярно им образуется подобная система трещин. Вследствие этого однородные породы оказываются рассеченными на прямоуголь ные в плане блоки, а неоднородные – на неправильной формы многоугольники. Ширина раскрытия трещины поверху составля ет 0,2-5 см, ширина полигонов – от 3 до 40 м. Если в трещины за текает вода, то они становятся основой возникновения повторно жильных (полигонально-жильных) льдов и полигонального мик рорельефа.

Если отвлечься от различия масштабов, то формирование сети трещин в упругом слое литосферы, описанное с помощью физических представлений, ничем не отличается от формирова ния сети морозобойных трещин в грунтах, которое обстоятельно изучено в полевых условиях и теоретически. По-видимому, здесь мы имеем полное подобие процессов образования трещин. В со ответствии с этим механизм морозобойных деформаций грунтов можно рассматривать в качестве природной модели разрывных деформаций литосферы. Дальнейшая задача заключается в необ ходимости записать критерии подобия и перейти от известных параметров сети трещин в грунтах к параметрам сети трещин в литосфере.

Что касается «водобойного» расширения и углубления ли тосферных трещин, то по своей физической природе оно отлича ется от расширения и углубления трещин в грунтах ледяными клиньями. Здесь подобие ограничивается аналогией – наличием вторичных процессов, которые следуют за первичными и обу словливают развитие деформаций соответственно в литосфере и грунтах. Эта аналогия также заслуживает внимания и изучения.

Согласно изложенным представлениям, в ходе каждого хо лодного периода в литосфере возникает сеть трещин различной глубины, вплоть до сквозных. Полости трещин со временем за полняются обломочным материалом, продуктами гидротермаль ной деятельности, магматическими породами базитового состава.

Это заполнение, будучи инородным по отношению к материалу стенок трещин, препятствует полному восстановлению монолит ности литосферы и ее прочности на разрыв.

В геологической истории литосфера многократно подверга лась циклам разломообразования, поскольку холодные периоды, в их чередовании с теплыми, возникали с конца архея или начала протерозоя (п. 4.1). Очевидно, имеет место перманентная ослаб ленность литосферы трещинами различной глубины, обусловлен ными обратной связью климат – литосфера. В соответствии с этим рассмотрим воздействие кайнозойского похолодания климата на литосферу для варианта, при котором исходное ее состояние харак теризуется наличием сети древних трещин (разломов).

При существовании такой сети охлаждение литосферы влечет за собой появление новых трещин главным образом в зонах древ них разломов, где сопротивление разрыву невелико. Поступление воды в полости трещин вызывает срабатывание «водобойного» ме ханизма дальнейшего их раскрытия и углубления. В итоге форми руется сеть трещин, более полно снимающая горизонтальные рас тягивающие напряжения и более эффективно рассекающая лито сферу до ее нижней границы – по сравнению с вариантом моно литного исходного состояния упругого слоя литосферы.

Если предположить, что на протяжении холодного периода горизонтальное температурное уплотнение пород верхней лито сферы полностью компенсируется раскрытием вертикальных трещин, то можно рассчитать суммарную площадь их зияния S.

Пусть литосфера разбита трещинами на квадратные (в плане) блоки с длиной сторон и площадью s. Каждая сторона такого блока сокращается на величину = A, где – коэффициент линейного температурного сжатия пород, A – амплитуда пони жения температуры поверхности литосферы. В таком случае s = + = 2 2A = 2sA. Для всего твердого тела Земли, имеющего площадь поверхности S, получаем:

S = 2SA. (5.11) Принимаем, как и прежде, = 8·10-6 1/оC, S = 510·106 км2. В кай нозое A = -10оC. Находим, что S = - 80000 км2. Согласно обоб щению, проведенному М.А. Садовским и его коллегами [122, 123], на континентах весьма выражена блоковая расчле ненность земной коры с горизонтальным шагом порядка 100 км.

Подобная закономерность распространяется также на океаниче скую кору. Так, срединно-океанические хребты рассекаются ори ентировочно 1200 поперечными разломами, отстоящими друг от друга на 50-80 км [3]. Тогда, с очевидной долей условности, на поверхности литосферы земного шара существует 50000 квад ратных блоков со стороной 100 км. На каждый из них в среднем приходится сокращение площади s = 1,6 км. При этом оказы вается, что стороны блоков должны сокращаться на = 8 м. По отмеченным выше причинам, более всего площадь блоков уменьшается в пределах океанической литосферы.

Реальная сеть блоковой расчлененности литосферы имеет сложную иерархическую структуру. По мере изучения этой сети (в пределах континентов и океанов) появится возможность со поставить фактические данные об интегральных ее характери стиках с теоретическими выводами о параметрах разломообразо вания, связанного с похолоданиями климата в конце мезозоя и кайнозое. В этом плане представляют интерес сведения о преоб ладающем шаге блоковой расчлененности, упомянутой выше. За служивают внимания также данные наблюдений многих геоло гов, согласно которым крупные дайки, прослеживающиеся на расстояниях в десятки и сотни километров, обычно характеризу ются толщиной порядка нескольких метров.

5.3. Глубинные разломы литосферы как саморазвивающиеся динамические системы Термически обусловленный двухступенчатый процесс обра зования сквозных литосферных трещин представляется очевид ным по своей физической природе и исходной причине – пони жению температуры литосферы в холодные эпохи и периоды.

Этот процесс можно будет подробно охарактеризовать на основе его моделирования. В ходе моделирования необходимо будет принять во внимание неполную уравновешенность различных участков литосферы в гравитационном поле Земли. В этих усло виях трещины, ослабляя связи между соседними участками лито сферы, дают разрядку существующим в ней вертикальным на пряжениям. Как следствие, края участков должны испытывать относительные вертикальные смещения, способствующие уста новлению литостатического равновесия. Эти смещения приводят к вертикальным сдвиговым нарушениям границы между лито сферой и астеносферой. Они завершают обособление литосфер ных блоков, ограниченных трещинами.

Вертикальные сдвиговые смещения приводят ко внедрению каждой сквозной трещины в кровлю астеносферы. Там начинается декомпрессионное выплавление магмы, содержащей относительно легкоплавкие компоненты и флюиды. Магма поднимается по тре щине и изливается из нее при выполнении следующего локального условия:

МhМ ЛhЛ, (5.12) где М – плотность магмы, hМ – высота столба магмы (от кровли астеносферы до верхней кромки трещины), Л – средняя плот ность литосферы в окрестности трещины, hЛ – толщина литосфе ры на этом участке.

На начальной стадии эффузивной деятельности, до возник новения вулканических построек, hМ = hЛ. Ввиду этого условие (5.12) упрощается до М Л. Океаническая литосфера, как извест но, обладает повышенной плотностью по сравнению с континен тальной (ЛО ЛК). Это различие является стабильной предпо сылкой для более активного проявления базитового вулканизма в океаническом сегменте Земли [133, 134]. Другая предпосылка, действующая в том же направлении, связана с преимуществен ным возникновением сквозных литосферных трещин на дне океана.

Ели условие (5.12) не выполняется и имеет место соотноше ние МhМ ЛhЛ, то магма не изливается. Ее уровень устанавли вается вровень с краями вулканической постройки или ниже них.

Через короткий промежуток времени она кристаллизуется, и трещина залечивается. Рассматриваемую ситуацию можно счи тать характерной не для начальной, а для поздней стадии эффу зивного процесса.

Вдоль трещины, из которой изливается базитовая магма, возникает зона механической неустойчивости, поскольку в ас теносфере понижается давление, а литосфера нагружается вул каническим материалом. Эта «повисающая» зона литосферы оседает по поверхностям существующего разрыва и новообра зующихся сбросов. Сбросовые трещины вызывают появление вторичных очагов декомпрессионного выплавления магмы и новых вулканических построек, имеющих форму гряд. Далее процесс повторяется.

Вследствие такого саморазвития исходная трещина преоб разуется в глубинный разлом и зону разломов с глубинной струк турой более или менее сложного грабена. Верхняя часть этой структуры включает асимметричные гряды (хребты), возникаю щие в ходе эффузивной деятельности. В сущности формируется региональная динамическая геосистема, которую логично назвать разломно-магматической системой (РМС). Составляющими РМС являются литосфера с полостями разломов, астеносфера с очага ми выплавления магмы, потоки магмы и образующиеся из нее вулканиты (рис. 5.2). Облик РМС существенно изменяется в ходе ее развития. Так, если на некоторой стадии преобладает аккуму ляция вулканитов, то появляется более или менее монолитное поднятие. Если же преобладает оседание литосферы, то в преде лах поднятия образуется провальная долина.

Рис. 5.2. Схема возникновения и развития разломно-магматической системы (РМС) на дне океана [134].

А – исходная трещина в литосфере и связанный с ней базитовый магматизм.

Б – компенсационное оседание литосферного блока в форме простого грабена.

В – продолжение магматизма по трещинам сбросов. Г – дальнейшее оседание литосферы с образованием сложного грабена. 1 – осадочные отложения.

2 – метаморфизованные осадочные отложения. 3 – базиты. 4 – трещина (разлом).

5 – астеносфера Динамическая активность и развитие РМС обусловлены по ложительной обратной связью: выплавление в астеносфере бази товой магмы и ее вынос по имеющимся разломам – возникнове ние механической неустойчивости в литосфере (вследствие уда ления вещества из астеносферы и аккумуляции вулканитов на поверхности литосферы) – блоковое оседание литосферы с об новлением существующих и появлением новых разломов, вызы вающих дальнейшее декомпрессионное выплавление магмы.

Вместе с тем имеются факторы, лимитирующие активность РМС и со временем останавливающие ее развитие:

1) истощение запасов легкоплавких и летучих соединений в относящейся к РМС астеносфере, что влечет за собой ослабление выплавления магмы;

2) увеличение плотности магмы (М) и ее вязкости, что за трудняет ее подъем к поверхности литосферы (например, по ус ловию 5.12);

3) увеличение высоты вулканических построек, в связи с чем появляется и возрастает неравенство hМ hЛ, неблагоприят ное для выполнения условия 5.12.

В океанических областях, где возникла сеть климатически (термически) обусловленных трещин, надо полагать, происходит некоторая переработка литосферы разломно-магматическими сис темами. Этот процесс можно представить следующим образом:

– каждая сквозная трещина трансформируется в РМС, а сеть трещин – в сеть РМС;

– латеральная экспансия РМС, окаймляющих каждый лито сферный блок, завершается стыковкой бортов этих РМС;

– процесс переработки литосферы реализуется по всему ан самблю РМС и может протекать сравнительно быстро.

В отмеченных областях должен существовать чехол верх немезозойских и кайнозойских вулканитов, перекрывающий бо лее древние отложения. Такой чехол имеется на самом деле и вопрос заключается в том, что пока неясен возраст подстилаю щих пород. Мы возвратимся к этому вопросу в п. 5.4.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.