Контракция и тектогенез перисферы

В основе механизма формирования оболочек Земли лежат, как было показано, процессы физико-химичесиких реакций и последующая термогравитационная дифференциация в области внешнего ядра и в астеносфере. Эволюция протовещества сопровождается ростом металлического ядра, что неизбежно ведет к уплотнению глубинного вещества и уменьшению общего объема Земли. Рассматриваемый процесс усиливается потерей массы за счет диссипации водорода, гелия, аргона и, возможно, других летучих, а также теплопотерями. К другим летучим относятся пары и газы воды, азота, хлора, серы, фтора, углекислого газа, вулканические дымы HСl и HF и др., перебрасываемые из недр Земли через астеносферу на поверхность, в гидросферу и атмосферу, захороняемые в породах литосферы. При этом только уплотнение первичного вещества в результате распада дигидрита протовещества с плотностью 2,9 г/см³ и наращивания металлического ядра плотностью 7,5 г/см³ (без учета сжатия) должны уменьшить объем Земли на 0,42×10²⁷ см³ (Кесарев, 1976). Объем сокращается также за счет уменьшения массы Земли и общего охлаждения (теплопотери). Например, убыль массы только за счет диссипации водорода (Н) составляет 3,6×10²⁵ г, гелия (⁴Не) – 1×10²⁰ г, аргона (⁴⁰Ar) – 6,5×10¹⁹ г, других летучих (N₂C, Cl, S) – 11,4×10²² г и воды – 4,2×10²⁴ г, что в сумме составляет около 4,2×10²⁵ г. Полученная величина сравнима с массой каменной оболочки плотностью 2,67 г/см³ и толщиной 33 км (до границы Махоровичича), равной 5×10²⁵ г. Поскольку масса современной Земли равна 5,94×10²⁷ г, то масса молодой Земли с учетом полученных данных была на 4,2×10²⁵ г больше, т.е. 5,982×10²⁷ г, или примерно 6,0×10²⁷ г. Следовательно, ее радиус был больше современного на 780 км, а средняя плотность меньше на 1,68 г/см³ (Кесарев, 1976). Поскольку в первый миллиард лет жизни планеты шло формирование рекреационных зон, то вследствие увеличения в них объема протовещества Земля первоначально испытала умеренное расширение, которое можно оценить величиной 150 км (Орлёнок, 1980). В последующем это расширение сменилось прогрессирующим сжатием из-за начавшегося процесса аккреции и диссипации массы. С учетом приведенных цифр общее уменьшение радиуса Земли за период около 3,9 – 4,0×10⁹ лет составило 630 км. Возникает вопрос: а какова величина прироста радиуса за счет выпадения на поверхность Земли космического вещества в виде метеоритов, тектитов и др.? Анализ содержания микрометеоритного вещества в морских осадках (Лисицын, 1974) и скважинах ледников Гренландии и Антарктиды позволил Э. В. Соботовичу (1976) оценить их ежегодную массу в 10¹² г (1 млн. т). С учетом всей поверхности Земли, равной 5,1×10⁸ км², на 1 км² приходится 2×10^-7 г/см². Если после образования планеты среднее ежегодное количество поступавшего вещества не отличалось от наблюдаемого за последние сотни лет (10¹² г), то за историю Земли (4×10⁹ лет) должно было выпасть на поверхность М = 10¹² г/год×4×10⁹ лет = 4×10²¹ г. Следовательно, на каждый квадратный сантиметр площади выпало 2×10^{-7 г}×10¹⁰ г = 2×10³ г. Если вес 1 см³ космического вещества положить равным 10 г, то это означает, что общая мощность выпавшего материала составила не более 2 м (Орлё­нок, 1980). Примерно такое количество космического вещества обнаруживается в соляных отложениях и глинах в виде оплавленных сферу, чаще всего микронного диаметра. Предположение же о том, что Земля в настоящее время находится в полосе, насыщенной космической пылью, не подтверждается изучением зодиакального свечения, согласно которому в окрестностях Земли одна микрочастица приходится на 10 км³. Следовательно, приращение радиуса Земли за счет последующего выпадения космического вещества на ее поверхность весьма невелико, а его роль в седиментации – ничтожна.

Итак, уменьшение объема Земли должно сопровождаться сокращением площади ее поверхности. Как будет происходить этот процесс? Анализ гипсометрической кривой и данные по поверхности выравнивания показывают, что примерно 90% поверхности Земли занимают равнины и лишь около 10% – горные вулканические образования и глубоководные желоба. В общепланетарном масштабе рельеф Земли представляет собой две поверхности выравнивания, ступенью материкового склона смещенные относительно друг друга. Это континентальные и океанические платформы. Внутри их различают ступени более высокого порядка, а по границам равнин, как правило, располагаются линейно вытянутые узкие горные области. Лестницы террас на их склонах отчетливо фиксируют этапы относительного опускания прилегающих платформенных равнин.

Рельеф Земли отображает прежде всего уровни различного опускания ее поверхности. Все горные системы располагаются по границам этих ступеней, т.е. по границам различно опущенных относительно друг друга поверхностей выравнивания.

Теперь вспомним, что океанообразование сопровождалось обширным и многократным вулканизмом, выносом эндогенной воды и проседанием дна котловин. Каменная оболочка перисферы, чутко следуя уменьшающемуся объему сферы, пассивно «садится» в разреженное пространство астеносферы, как только скопившиеся здесь летучие, избытки пепла и магмы оказываются переброшенными на поверхность планеты. Легкая перисфера опускается благодаря образующемуся недостатку масс под ней – в астеносфере, которая, в свою очередь, испытывает нисходящее движение по радиусу за сжимающейся сферой Земли (Орлёнок, 1980). При этом в верхах астеносферы происходит скопление выплавок материала с относительно легким удельным весом (металлы опускаются к ее подошве) и газообразных продуктов дифференциации. Отсюда блоки перисферы пассивно следуют вдоль радиуса по мере дегазации и вулканизма астеносферы, т.е. немедленно занимают «освободившееся» сферическое пространство.

Все это находит подтверждение в приуроченности трапповых провинций континентов к синеклизам платформ, т.е. к зонам опусканий перисферы. После завершения цикла магматизма регион, как правило, испытывает погружение и трансгрессию. Например, заложению многих синеклиз и прогибов платформ (Балтийской, Московской, грабена Осло и др.) предшествовали однократные трапповые излияния байкальского тектонического этапа (венда). Внутриматериковые прогибы более глубокого заложения (6 – 10 км) характеризуются повторными (в палеозое и мезозое) проявлениями траппового магматизма (Днепров­ско-Донецкий прогиб, Североморская впадина, грабены Торнквиста, Рейнский и др.) Однако при этом циклы магматизма разделены интервалами в сотни миллионов лет (Семененко, 1975). Кайнозойский трапповый магматизм в океанах охватил уже ²/₃ площади планеты и также предшествовал последующему погружению всего этого региона. Многократное возобновление его на одних и тех же площадях в течение необычайно краткого (40 – 50 млн. лет) интервала времени привело к быстрому и глубокому обрушению перисферы и образованию впадин Мирового океана. Таким образом, амплитуда и динамика проседания перисферы А(t) прямо пропорциональна напряженности траппового магматизма U(t) и числу его циклов N и обратно пропорциональна длительности среднего интервала времени Dt между ними:

.

Полученное выражение характеризует внешнее проявление динамики перисферы, что в конечном итоге отражает активность процессов в ядре и астеносфере. Оно показывает, что чем больше циклов и чем чаще они следуют друг за другом, тем быстрее и интенсивнее идет относительное проседание перисферы Земли в разуплотненное (освобож­дающееся от магмы и летучих) пространство астеносферы. Этот закон, видимо, универсален для Земли и может быть использован для объяснения тектоники ее «доокеанического» периода, т.е. большей части фанерозоя и докембрия.

Анализ формулы показывает, что при нулевом цикле (N = 0) и, следовательно, отсутствии траппового магматизма относительного погружения перисферы не происходит А(t) = 0. Трансгрессия, если таковая наступает в данном случае, должна быть объяснена эвстатическим подъемом уровня моря, что, естественно, имеет место между интервалами общей аккреции Земли. Иными словами, медленная трансгрессия сочетается с тектоническим покоем. Выносимые на поверхность массы эндогенной воды не компенсируются стабильной емкостью морских впадин. Седиментация усугубляет этот процесс, и избыток воды выплескивается на низменную сушу.

Таким образом, используя найденную закономерность, можно наметить для позднего протерозоя (венда) – фанерозоя динамический ряд структур, тектоника которых укладывается в определенную схему. Области, где в указанный период отсутствовал трапповый магматизм, оказались в дальнейшем динамически наиболее стабильными. К ним относятся все докембрийские щиты. Не случайно под ними не удается обнаружить астеносферы. Области однократного (моноцикличного) магматизма (в венде) явились регионами будущих синеклиз платформы. Двух-трехкратное (включая и вендское) полицикличное, с интервалами в 100 – 200 млн. лет, проявление магматизма характерно для внутриплатформенных прогибов более глубокого заложения (авлако­генов). Наконец, полицикличный магматизм с небольшими интервалами (5 – 10 млн. лет) привел к образованию современных океанических впадин. Итак, структурный ряд – щиты, синеклизы, прогибы, впадины океанов – отражает прежде всего различные ступени эволюции астеносферы под этими регионами. В свою очередь, формирование астеносферы всецело обусловлено объемом летучих и тепла, диффундируемых через оболочку под подошву перисферы из зоны внешнего ядра. Следовательно, гигантский размах кайнозойского траппового магматизма характеризует усиление активности процессов в ядре Земли, аккреции ее оболочки с образованием многочисленных диффузионных каналов под секторами будущих океанов.

Уменьшение объема Земли за счет уплотнения протовещества, диссипация водорода, других газов и продуктов диссипации воды вместе с сокращением радиуса и, естественно, площади поверхности неизбежно ведет к опусканию уровней перисферы. Этот процесс неравномерен как в пространстве, так и во времени. Неравномерные вдоль радиуса опускания ведут к образованию разновысотных поверхностей выравнивания сферы. Эти разноамплитудные опускания поверхности сферы, а не горизонтальное равномерное сжатие и складкообразование Эли де Бомона и Э. Зюсса обеспечивают сокращение площади поверхности Земли в ходе ее контракции. И в этом – главное отличие нашей «холодной» контракции от классической контракции Зюсса, помимо ее исходной посылки (Орлёнок, 1980).

Сокращение поверхности сжимающейся сферы достигается не всеобщим пликативным сжатием ее каменной оболочки, а опусканием на разные уровни отдельных ее блоков. Огибающая этих дискретных поверхностей будет равна по площади начальной поверхности Земли.

Таким образом, мы приходим к важному выводу, определяющему всю направленность рельефообразования на нашей планете.

Сокращение поверхности Земли вследствие уменьшения ее объема и прогрессирующего уменьшения радиуса ведет к увеличению контрастности и глубины расчлененности рельефа твердой перисферы. Следовательно, размах амплитуды дифференцированности рельефа планеты прямо пропорционален экзогенному фактору, характеризующему интенсивность разрушения рельефа, что в конечном итоге определяется наличием или отсутствием свободной воды на поверхности планеты. Математически этот вывод можно записать так (Орлёнок, 1980):

(км),

где А – средняя амплитуда расчлененности рельефа поверхности, км; Т – возраст планеты, млн. лет; Q – экзогенный фактор, определяемый в км/год; К – коэффициент пропорциональности, характеризующий относительную внутреннюю активность планеты.

Для планет Солнечной системы Т = 4,5×10⁹ лет, т.е. величина постоянная. Для современных Земли, Луны, Марса, Меркурия величина А имеет один порядок, следовательно, А = 4,5 км. Отсюда отношение коэффициентов К планет к соответствующему коэффициенту Земли будет характеризовать меру их внутренней активности в сравнении с Землей:

.

Таким образом, о внутренней активности планет относительно Земли можно судить по отношению их экзогенных факторов. Расчеты показывают (Орлёнок, 1980), что, например, активность процессов в недрах Луны в 500 тысяч раз меньше, чем в недрах Земли, т.е. практически близка к нулю: . Коль скоро имеет место сокращение радиуса Земли, предсказываемое контракцией, то можно попытаться найти эту величину. Если современный периметр планеты составляет D₁, а позднедокембрийский – D₂, то величина

и будет характеризовать сокращение радиуса Земли за время 580 млн. лет, т.е. в течение фанерозоя. Проведенные расчеты показали (Орлё­нок, 1980), что средняя величина радиуса Земли 600 – 1000 млн. лет назад была на 261 км больше, чем современная, т.е. если современный радиус равен 6371 км, то в конце докембрия он был 6632 км, что соответствует уменьшению площади Земли примерно на 4 млн. км². Полученное значение сокращения радиуса совпадает по порядку величин с теоретическим В. Кесарева (1976) – 195 км/млрд. лет. Имеющиеся расхождения могут быть отнесены за счет неточности определения возраста и глубины фундамента либо переработанного протовещества. Тем не менее достигнутое независимыми методами совпадение весьма убедительно и служит важным доказательством правильности теоретических предпосылок и расчетов, сделанных выше. Это, в свою очередь, не оставляет сомнений относительно общей направленности процесса эволюции перисферы Земли, в основе которого лежит разновременное и разноамплитудное опускание ее блоков.

Таким образом, опускание твердой перисферы, подготовленное иерархией процессов в ядре и астеносфере, является ведущим тектоническим процессом на поверхности Земли. Все остальные виды движений ее будут производными от этого главного процесса. Следовательно, на Земле, имеющей гравитационную организацию вещества, нет такого механизма, который бы порождал вздымание твердой перисферы. Предполагаемый некоторыми исследователями вслед за Ван Беммеленом механизм всплывания легкого материала с границы «жидкого» ядра через нижнюю мантию (слой D) с последующей остановкой под подошвой каменной оболочки весьма умозрителен. За длительную историю развития планеты подобные астенолиты неоднократно переплавили бы нижнюю мантию, что, несомненно, ускорило бы переработку первичного планетного вещества. В результате Земля давно бы достигла лунной стадии. Этого не произошло потому, что плотная оболочка, обладающая исключительно низкой теплопроводностью, пропускала лишь летучие продукты дегазации ядра, а не расплавленную массу силикатов и окислов. Поэтому и невозможна конвекция в нижней мантии, на что указали Г. Джеффрис (1960, 1975) и Л. Кнопов (1975).

В нашей схеме также следует предположить, что миграция летучих из зоны ядра происходила не непрерывно, а дискретно, по мере их скопления в верхах реакционной зоны. В противном случае непрерывный поток мог переплавить нижнюю мантию под секторами океанов. Однако сколько-нибудь существенных аномалий, по данным сейсмологии, здесь не наблюдается (Буллен, 1976).

Итак, нам теперь становятся более понятными причины образования океанических впадин. В конце фанерозоя усиливаются потоки тепла и летучих из зоны внешнего ядра под сектора современных океанических областей. Они имеют преимущественно меридиональное, т.е. согласно с осью вращения Земли, простирание. Это служит указанием на то, что причины данного явления связаны с динамикой вращения планеты и, возможно, аккрецией нижней мантии вслед за уменьшающимся объемом ядра. Скопление избытков тепла и летучих способствовало вовлечению в дегидратацию почти 50-километровой толщи кислородно-силикатной оболочки. Последующая дегазация астеносферы и разгрузка от магматического материала образовали в ней разреженное пространство, в которое пассивно опускалась перисфера. Так возникли две главные волны контракции – океанические впадины и континентальные блоки, которые по отношению к первым следует рассматривать как остаточные возвышенности.

В дальнейшем в ходе последующей глобальной контракции сферы внутри этих главных ступеней рельефа возникают структуры более высокого порядка – впадины и возвышенности, развивающиеся уже на главной волне контракции. Таким образом, все горы на поверхности Земли, за исключением вулканических (перенос масс), являются остаточными возвышенностями, образовавшимися в результате опускания соседних блоков земной поверхности. Поэтому от понятия «поднятие», широко распространенного в геологической литературе, и всего, что с ним связано, необходимо решительно отказаться.

Учитывая определенную периодичность глобальных циклов активизации тектогенеза на поверхности Земли, составляющих 42 – 45 млн. лет (Максимов и др., 1977), и корреляцию их с динамическими явлениями ближнего Космоса, важнейшим из которых следует считать взаимодействие системы Земля – Луна и интенсивность солнечного излучения, необходимо признать возможность существования внешнего спускового механизма, регулирующего циклы сжатия Земли по мере накопления продуктов дегазации нижней мантии и астеносферы.

Циклы интенсивной разгрузки, возникающие под влиянием внешнекосмического фактора, проявляются в настоящее время в повышении тектонической активности на поверхности Земли в виде вулканизма и землетрясений, связанных с линиями глубинных разломов, фиксирующих границы нисходящих на более низкие уровни блоков перисферы.

Иными словами, как справедливо заметил Э. Зюсс, все многообразие геологических явлений на поверхности Земли, по-видимому, сводится к немногим общим принципам.

Какова же в свете изложенного тектоническая позиция островных дуг и приконтинентальных желобов с их глубокофокусными землетрясениями (Н = 300 – 700 км) и вулканизмом, особенностями гипсометрии и рельефа? Первое, что помогает нам понять генезис этих структур, – это положение очагов землетрясений. Существование наклонной полосы гипоцентров (плоскость Беньофа) на глубинах астеносферы и далеко за ее пределами указывает на существование здесь аномального уплотнения вещества, вытянутого вдоль узких зон меридионального простирания. Они расположены по границам опускающихся океанических платформ. Это может быть следствие динамического сжатия перисферы в ходе общей контракции Земли. Наклон плоскости Беньофа характерен для скалывающихся напряжений, возникающих при сильном горизонтальном сжатии верхов перисферы. Существование подобных горизонтальных напряжений в земной коре, достигающих 300 – 500 кг/см², известно на континентах (Кропоткин, 1977). Вулканизм островных дуг может быть обусловлен выносом летучих и тепла, проникающих по разломам в нижней мантии непосредственно из внешнего ядра. Об этом свидетельствует и глубинный характер магм, представленных преимущественно щелочными оливиновыми базальтами в ассоциации с перидотитами и карбонатитами, для которых типичны недостаток кремнезема и высокие водно-водородные соотношения (Семененко, 1975).