ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ТЕКТОНОСФЕРЫ

При средней величине теплового потока, равной 1,5 х 10ֿ⁶ кал/(с-см²), и наиболее распространенной величине потока 1,1 х 10ֿ⁶ кал/( с-см²) наблюдаются значительные локальные колебания этих величин. Колебания коррелируются с современными эндогенными зонами, а также со степенью выраженности астеносферы: в тех зонах, где астеносфера выражена сильнее, тепловой поток интенсивнее, где астеносфера слабо выражена — тепловой поток слабее.

Говоря о материках, следует прежде всего отметить, что на древних кристаллических щитах, где астеносфера, как указывалось, либо отсутствует, либо выражена очень слабо, средний тепловой поток равен 0,98 х 10 ֿ⁶ кал/(с-см²). На плитах древних платформ он равен в среднем 1,1 • 10 ֿ⁶ кал/(с-см²). В зонах слабого орогенеза на месте палеозойских геосинклиналей (таких, как Урал или Аппалачи) интенсивность потока поднимается до 1,5 в тех же единицах. Но в Тянь-Шане, где наблюдается сильная новейшая тектоническая активизация и где астеносфера выражена хорошо, он возрастает в среднем до 1,8. Еще выше (около 2,0) средние значения потока в рифтовых зонах, под которыми астеносфера сильно поднята и где существует линза вещества с промежуточными сейсмическими скоростями. Наконец, самые высокие тепловые потоки на материках наблюдаются в областях современного вулканизма, где астеносфера местами поднимается вплоть до подошвы коры. В таких областях средний тепловой поток достигает 3,6 кал/(с٠см²).

В океанах обнаруживается очень тесная связь высоких тепловых потоков со срединными хребтами. На них были отмечены самые высокие тепловые потоки, достигающие в нескольких точках 8,0 единиц, хотя средняя величина потока для рифтовых долин срединно-океанических хребтов не превышает 2,0 единиц. С удалением от гребня срединного хребта тепловой поток быстро ослабевает и становится равным 1,1—1,2 кал/(с٠см²).

Относительно высоким тепловым потоком характеризуются краевые моря (Японское Охотское и др.). Там средняя его величина достигает 2,1 кал/(с٠см²). Для средиземных морей было определено среднее значение тепловых потоков, равное 1,3.

В. Г. Поляк и Ю Б Смирнов указывали на связь интенсивности теплового потока с возрастом складчатости, регионального метаморфизма и гранитизации в той или иной зоне. По их данным, области докембрийской складчатости имеют средний тепловой поток 0,93 кал/(с-см²); каледонские складчатые зоны характеризуются средним потоком 1,11, герцинские 1,24; мезозойские 1,42; кайнозойские 1,75 кал/(с٠см²).

Эти цифры, однако, могут быть интерпретированы несколько иначе. Исходя из величины теплопроводности литосферы, можно рассчитать, что для того чтобы тепловой поток прошел путь от кровли астеносферы до поверхности Земли, достаточно от 10 до 20 млн. лет. Это означает, что на поверхности мы наблюдаем сейчас тепло, возникшее в верхней мантии не раньше начала неогена, т. е. в неотектоническую эпоху. Следовательно, это тепло может, например, отражать глубинные процессы, приведшие к развитию кайнозойских зон складчатости, метаморфизма и гранитизации, образовавшихся в неогене и позже, но оно не может иметь отношения к процессам, завершившимся в мезозое, палеозое или докембрии. Тепло, связанное с процессами, протекавшими в то отдаленное время, давно уже потеряно в пространстве. Поэтому вероятнее всего, что обнаруженная В.Г.Поляком и Ю. Б. Смирновым корреляция указывает на современный или, во всяком случае, новейший режим выделенных ими зон. Действительно, области с докембрийским возрастом интенсивных тектонических, метаморфических и магматических процессов сейчас образуют наиболее спокойные области земной коры (кристаллические щиты); зоны палеозойской эндогенной активности, как правило, в неотектоническую эпоху подверглись тектонической активизации, но относительно слабой; сильный же новейший орогенез в сочетании с интенсивным вулканизмом приурочен к зонам наиболее молодой эндогенной активности — мезозойской и кайнозойской.

Попытки связать величину теплового потока с возрастом пород имеются и для дна океанов. Но поскольку вопрос о возрасте пород, слагающих различные зоны океанов, не может считаться решенным пока не было проведено бурение сквозь второй слой, такие попытки следует считать преждевременными. Сейчас известно только, что с удалением от гребня срединного хребта интенсивность выделения тепла падает чрезвычайно быстро и затем на всей остальной площади океана она остается приблизительно одинаковой.

Интересно подсчитать, какую долю теплового потока следует полагать выделившейся из коры и какая должна иметь свой источник в более глубоких сферах земного шара. Простейший подсчет (Дж. Склатер) для материковой коры имеет следующий вид. Гранито-гнейсовый слой, которому приписывается мощность 8 км, выделяет в соответствии со средним содержанием в них радиоактивных элементов 0,25 х 10ֿ⁶ кал/(с-см²). Гранулито-базитовый слой, мощность которого принимается в 32 км, прибавляет к тепловому потоку 0,2 единицы. Следовательно, кора образует часть потока, равную 0,45 единицы. Верхние слои мантии, лежащие над астеносферой (субстрат), состоящие из перидотита и имеющие мощность около 100 км, выделяют всего 0,05 единиц. Отсюда вытекает, что на материках приблизительно половина теплового потока должна поступать из-под литосферы.

Если считать, что твердая консолидированная океаническая кора состоит из базальтов и имеет мощность 5 км, то ей можно приписать выделение тепла только в размере 0,1 единицы. Субстрат выделяет тепла, во всяком случае, не больше этой величины и, следовательно, для того, чтобы обеспечить в океанах поток той же интенсивности, что и на материках, из областей, лежащих глубже литосферы, должно поступать тепла не менее 1,0 единиц или вдвое больше, чем на материках.

Этот большой поток тепла из-под литосферы можно связать с меньшей глубиной залегания кровли астеносферы под океанами по сравнению с материками. Если предположить, что температура в кровле астеносферы одинакова под океанами и материками (около 1500° С), то поскольку под океанами астеносфера намного ближе к поверхности, доля ее в образовании общего теплового потока в океанах больше, чем на материках. В свою очередь меньшая глубина залегания и значительно большая мощность астеносферы под океанами находится в связи с меньшей степенью дифференцированности океанической верхней мантии по сравнению с материковой. Благодаря меньшей дифференциации, радиоактивные генераторы тепла не сосредоточены в самых верхних слоях мантии и в коре, а распределены в пределах значительно большей толщины вещества мантии. В этих условиях прогревание мантии должно быть под океанами сильнее, чем под материками. Расчеты показывают, что до глубины 400 км температуры в верхней мантии под океанами должны быть на несколько сот градусов выше температур на тех же уровнях в мантии под материками.

В распоряжении исследователей сейчас имеются методы определения размера теплового потока не только современного, но и того, который существовал в том или ином районе в прошлые геологические периоды. Для этого используются «минералы-палеотермометры», температура образования или структурного и химического изменения которых известна. Например, в условиях того давления, которое существует в гранито-гнейсовом слое коры α-кварц переходит в β-кварц при температуре около 600° С. Следовательно, по типу структуры кварца можно установить, образовался ли он при температуре ниже или выше 600° С. В качестве весьма совершенного геологического термометра используются полевые шпаты. Как известно, они состоят из молекул альбита, ортоклаза и анортита. Распределение этих молекул зависит от температуры и, пользуясь этим, можно целые серии пород надежно распределить в порядке повышающейся или понижающейся температуры.

Следовательно, изучая с этой точки зрения минералы, содержащиеся в метаморфических и магматических породах, можно установить, при какой температуре эти породы кристаллизовались, т. е. температуру метаморфического или магматического процесса. Если эти данные дополнить палеогеографической реконструкцией глубины, на которой находились породы во время своей кристаллизации, мы сможем измерить геотермические градиенты, существовавшие в то время, а отсюда, зная среднюю теплопроводность пород, — и размер теплового потока.

Такие определения были выполнены в разных странах для метаморфических толщ и гранитов разного возраста. Из полученных данных следует, что метаморфические процессы и гранитизация в земной коре проявлялись всегда в условиях повышенных геотермических градиентов, превышающих современный нормальный градиент, по крайней мере, в три, а часто и в пять раз. Считая, что средняя теплопроводность пород с тех пор не изменилась, мы должны сделать вывод, что в это же количество раз тепловой поток был тогда интенсивнее современного нормального потока. Он был, следовательно, приблизительно того размера, который характеризует современные вулканические области или даже интенсивней.

Но региональный метаморфизм и гранитизация происходят не всюду и не всегда. Они приурочены к геосинклиналям и только к определенной стадии их эволюции, к той, когда развивается геосинклинально-инверсионный режим. Это время частной инверсии и сильного складкообразования. Такая стадия занимает лишь некоторый отрезок в истории геосинклинали. Данный отрезок и характеризуется повышенными и тепловым потоком и температурой в земной коре. Породы, образующиеся в течение других стадий развития геосинклинали, в своей структуре не содержат признаков воздействия на них столь высоких температур. Поскольку процессы регионального метаморфизма и гранитизации повторяются во всех эндогенных циклах, можно заключить, что периодически повторяется и сильное прогревание земной коры. Каждый раз такое усиление теплового потока приурочено к действующим в данном цикле геосинклиналям.