Глубинная дифференциация вещества, представления В.В.Белоусова

После нескольких новых циклов процесс стабилизации распространится дальше, к существующей платформе присоединятся новые участки по периферии, и внутреннее строение ее станет еще более сложным (рис. 3, V) и т. д.

Таким образом, излагаемая концепция  соответствует определенной направленности в развитии структуры Земли.

В начальные стадии истории  планеты вся поверхность последней  представляла собой одну всеобщую геосинклиналь. После ряда пульсаций в силу неравномерного течения глубинных процессов, должны были возникнуть отдельные, сначала небольшие очаги стабилизации, т. е. участки, обладающие платформенным режимом, тогда как остальная поверхность сохраняла геосинклинальные условия. В дальнейшем эти начальные очаги стабилизации постепенно разрастались путем приращения к ним все новых и новых участков с периферии.

Наиболее вероятна округлая форма первичных очагов стабилизации, а каждое очередное приращение, вероятнее  всего, будет иметь форму неправильного  кольца. Однако из предыдущего следует, что приращение платформ могло происходить не с каждым циклом, а через промежутки в несколько циклов.

Вся эта картина, вытекающая из предлагаемой гипотезы, отвечает, как  мы знаем, наблюдаемым явлениям.

Выше указывалось, что  после стабилизации данного участка  земной коры и появления платформенных  условий на месте геосинклинали  в недрах сохраняется некоторая  неравномерность в распределении  радиоактивных элементов, в связи с чем на отдельных участках подко- ровое вещество находится в состоянии медленного разогревания и расширения, тогда как в других районах то же вещество медленно охлаждается и сжимается. На поверхности это выразится в медленных поднятиях и опусканиях земной коры, т. е. в формировании субгеоантиклиналей и субгеосинклиналей.

Поскольку наша концепция  предполагает под субгеосинклиналямн медленное охлаждение подкорового вещества, мы можем думать, что это охлаждение приведет к некоторой дополнительной глубинной дифференциации. Последняя будет в этом случае отличаться слабой интенсивностью, во-первых, потому, что охлаждение развивается медленно, и, во-вторых, из-за того, что подкоровое вещество в результате более ранних (геосинклинальных) циклов дифференциации, потеряло уже в значительной степени те летучие и более подвижные вещества, выделение которых и составляет дифференциацию. Но все же дифференциация. хотя и в слабой степени, тем не менее может происходить, причем она приведет к возникновению под земной корой в субгеосинклиналях отдельных очагов концентрации более кислого вещества и вместе с ним радиоэлементов.

Каковы же будут внешние  результаты этого процесса? Очевидно, результаты будут аналогичны тем, которые наблюдаются в подобной обстановке в геосинклиналях. Различие должно заключаться лишь в масштабе явления. В прогибающихся геосинклиналях в связи с глубинной дифференциацией и честной подкоровой концентрацией радиоэлементов возникают, как мы видели, центральные поднятия. Подобным же образом внутри погружающейся субгеосинклинали в связи с дифференциацией подкорового вещества должны образовываться внутренние очаги поднятия земной коры. Малая интенсивность процессов позволяет предвидеть, что в этом случае мы должны иметь дело со многими местными центрами слабого поднятия, разбросанными по площади субгеосинклинали значительно беспорядочнее, чем распределяются центральные поднятия в настоящих геосинклиналях. Расхождение земной коры в этих пунктах должно происходить на фоне общего погружения субгеосинклинали, которое по мере развития глубинной дифференциации становится более быстрым.

Так становится понятным механизм формирования прерывистых складок  в субгеосинклиналях, и одновременно вскрывается истинный смысл тех аналогий, которые мы устанавливали между прерывистыми складками и центральными поднятиями. «Воспоминания» о геосинкли- нальном режиме, живущие на платформах в форме последовательности движений и намеков на инверсию, а также на образование полной складчатости на крыльях прерывистых поднятий, теряют характер только внешних совпадений и становятся закономерностью.

Далее, из нашей концепции  вытекает, что рост куполов не может  быть беспредельным, и что рано или  поздно он должен неминуемо прекратиться. Это следует из того, что способность подкорового вещества к дифференциации должна в данных условиях на какой-то стадии исчерпаться.

Отсюда можно предполагать, что в тех субгеосинклиналях, которые приурочены к наиболее древним участкам платформ, куполообразование в молодые геологические эпохи может не наблюдаться в противоположность более поздним участкам платформ, где больше вероятия обнаружить именно молодое куполообразование.

Этот вывод соответствует  наблюдениям.

Поскольку наша концепция  основывает механизм геотектонических процессов на неравномерной центробежной миграции радиоактивного вещества, она  предполагает, что распределение  последнего в поверхностной зоне планеты неравномерно, т. е. кларки радиоэлементов различны для разных геотектонических зон.

Так как опускание развивается, с нашей точки зрения, там, где  произошло относительно большое перемещение радиоэлементов с глубины к поверхности, тогда как под местами поднятия следует ожидать, наоборот. более глубокого рассеяния тех же элементов, то для поверхностных слоев в областях опускания, очевидно, должны наблюдаться более высокие кларки радиоактивных веществ, чем для зон поднятия. Здесь обнаруживается принципиальная возможность, с одной стороны, экспериментальной проверки основных наших положений, а с другой — 'выполнения некоторых количественных геохимических подсчетов, которые должны иметь большое значение для решения многих основных вопросов геотектоники и геофизики.

Но на пути таких исследований имеются пока очень большие трудности. Нельзя не обратить внимания на статью П Н. Чирвинского, кото рая дает материал, косвенно подтверждающий наши теоретические предположения.

Достоверные количественные подсчеты, которые могли бы подтвердить или опровергнуть излагаемую концепцию, пока едва ли возможны. Была сделана попытка подсчитать самым приближенным образом количественную сторону некоторых предполагаемых процессов. Так как эти подсчеты не могут иметь сейчас какого-либо решающего значения, методика их здесь почти не излагается, а приводятся лишь некоторые результаты.

1. Если предположить, что внутренний очаг разогревания под осью геосинклинали, возникающий в результате концентрации радиоэлементов, должен иметь к моменту инверсии температуру на 500° выше температуры окружающих мест (что, по-видимому, слишком много), то, принимая промежуток времени от начала цикла до инверсии равным 100 млн. лет, мы можем попытаться вычислить необходимую скорость поступления радиоэлементов в зону их накопления.

Если в качестве первого  случая представить себе форму очага  концентрации в виде бесконечного горизонтального слоя, из которого тепло

будет оттекать только вверх, то, исходя из наиболее вероятных цифр теплопроводности подкорового вещества, мы получим некоторую необходимую скорость поступления радиоактивного вещества в этот слой снизу, или другими словами, скорость дифференциации. Последнюю удобно выразить в пересчете на гранитный материал, основываясь на средних цифрах содержания радиоактивных элементов в граните. Тогда окажется, что скорость эта близка к 10 г гранитного материала в 1 секунду на 1 см² поверхности земли, т. с. под каждым квадратным сантиметром земной поверхности в течение секунды в подкоровом веществе должно происходить отщепление указанного количества гранитного материала с перемещением его в зону концентрации.

Если для другого случая мы предположим призматическую форму  зоны накопления с бесконечной осью, вытянутой по простиранию геосинклинали. с квадратным поперечным сечением и с равной потерей тепла из области разогревания по всем четырем направлениям, то получим цифру необходимой скорости дифференциации, которая будет в четыре раза больше.

Эти два случая являются крайними. Действительность лежит где-то между ними, причем, по-видимому, ближе к первому случаю, чем ко второму. Если это так, то при наиболее вероятной скорости дифференциации под дном геосинклинали в течение цикла накопится слой гранитного материала мощностью в 12—15 км.

Несомненно, что отщепляющееся  вещество не будет иметь в точности гранитного состава. Однако результаты достаточны, чтобы показать, что  предполагаемый процесс возможен.

2. Тепловая волна охлаждения, начинаясь в поверхностных частях подкоровой зоны, распространяется вглубь, постепенно затухая. Легко высчитать, что на глубине около 20 км ее амплитуда уменьшится вдвое. Если предположить, что начальная амплитуда достигает 500°, то на глубине около 70 км волна практически затухнет.

3. В результате глубинной дифференциации состав вещества под земной корой должен с течением времени меняться. Под древними платформами это вещество должно иметь более основной состав и быть в значительной степени обеднено летучими составными частями по сравнению с теми подкоровыми областями, где стабилизация еще не достигнута.

Наблюдения над магматической  деятельностью в геосинклиналях показывают, что коленной состав глубинного вещества под геосинклиналями базальтовый (именно базальтовая магма выливается в эпоху наибольшей однородности глубинного вещества).

В отличие от этого, при  раскалывании древних платформ в  ряде случаев выливается магма платобазальтового состава (например, излияния на плато Деккана в Индии). Нет оснований ожидать, что изменение коренного подкорового вещества идет дальше указанной амплитуды базальт — платобазальт. Отсюда могут быть произведены некоторые подсчеты.

Средний состав земной коры близок к составу андезита. Для  него среднее содержание радия можно принять в 2.1 * 10^-12 г/г В базальте среднее содержание радия равно 1.15 * 10^-12 г/г, а в платобазальте оно 0,75 * 10^-12. При переходе от базальта (начальный состав вещества^-) к андезиту (конечный состав вещества на поверхности) на 1г породы необходимо добавить 0,95 * 10^-12 г радия. С другой стороны, при превращении базальта в платобазальт (в результате диференциации) на каждый грамм породы освобождается 0,4 * 10^-12 г радия. Если считать, что оба процесса компенсируют друг друга (т. е. образование более богатой радиоэлементами коры идет за счет обеднения глубоких зон параллельно с дифференциацией вещества) и при этом пересчитать цифры на объемы, то получится, что для обогащения коры радиоэлементами до размера концентрации их в андезите необходимо превращение базальта в платобазальт на глубину х = Н * 2,25, где Н — толщина земной коры Если Н — 30 км, то х приблизительно равен 70 км.

4. Если считать, что гранитные интрузии образуются целиком за счет привноса в земную кору постороннего вещества, то, конечно, нельзя думать, что граниты образовались путем расщепления базальтов с возникновением в качестве противоположного деривата платобазальта: состав последнего мало отличается от состава базальта, и потребовалось бы слишком большое количество последнего для такого процесса.

Иные условия возникают, если мы станем на изложенную выше и  имеющую сейчас широкое распространение  точку зрения, согласно которой граниты образуются в результате гранитизации осадочной оболочки Земли, причем с глубины в кору поступают лишь наиболее активные подвижные окислы и некоторые иные летучие вещества.

Сопоставление средних анализов показывает, что превращение осадочных пород в граниты возможно путем главным образом привноса ще- почей (калия и .натрия) при мобилизации и удалении части магния, кальция и железа. Содержания натрия и калия в гранитах возрастают по сравнению с содержанием их в осадочных породах соответственно на 225 и 60%, тогда как содержание кремния увеличивается лишь на 20, а кислорода на 7% (цифры — по Кларку и Дэли). С другой стороны, ба зальты отличаются от платобазальтов также главным образом содержанием щелочей (натрия в базальтах на 50, а калия на 150% больше, чем в платобазальтах). Эти соотношения весьма симптоматичны и подтверждают, что оба элемента принадлежат к числу тех подвижных веществ, которые своей миграцией с глубины в земную кору вызывают процесс гранитизации последней. Другие подвижные вещества, возможно участвующие в этом процессе, не фигурируют в данных обычных химических анализов.

Если высказанные предположения  о механизме образования гранитов справедливы, то возникает возможность  рассчитать по изменению содержания окислов калия и натрия количество базальта, которое нужно превратить в платобазальт, чтобы обеспечить необходимый масштаб гранитизации путем освобождения соответственного количества калия и натрия.

При пересчете по окиси  натрия мы получаем отношение веса превращенного базальта к весу полученного гранита как 7:1 расчет по калию дает отношение 5:1. Объемные отношения будут несколько меньше.

Исходя из мощности «гранитного  слоя» под геосинклиналями в 12 км (см. выше), получаем, что мощность переработанного (т. е. подвергшегося дифференциации) слоя базальта определяется цифрой от 70 до 95 км. Приведенные подсчеты, как указывалось, имеют пока за собой малую степень достоверности. Тем не менее, цифры, полученные разными путями, едва ли случайно хорошо согласуются между собой и лежат в пределах вероятного. Весьма существенно, что все они демонстрируют сравнительно малую глубину рассматриваемых процессов: подсчет под

индексом 2 дает максимальную глубину распространения тепловой волны в 70 км: та же глубина получается из следующего подсчета 3. Исходящего из явления дифференциации глубинного вещества; наконец, последний подсчет, оперирующий с явлением гранитизации земной коры приводит к цифрам от 70 до 95 км.