Скорее всего потому, что на Земле просто ещё не было суши!

Жизнь в солёном океане появилась 3500 миллионов лет назад. А жизнь на суше (и флора, и фауна) — всего около 500 миллионов назад [1, 2]. Но, что самое интересное и информативное, «почвенная фауна появилась существенно раньше пресноводной»! [3].

Почему жизнь так долго не выходила из океана на сушу? Причины могли быть разные. Можно предположить, что над водой была атмосфера, враждебная жизни. Но чем обусловлено, что не было не только сухопутной жизни, но и пресноводной? Практически все реки и пресноводные озёра (посредством рек) соединены с мировым океаном, в котором жизнь существует уже миллиарды лет. А состав атмосферы влияет на жизнь и в солёной океанической, и в пресной речной воде примерно одинаково. Так что, продвигаясь по 1 сантиметру в год, океаническая жизнь за пол-миллиарда лет вполне могла адаптироваться к пресной воде и освоить все реки от устья до истоков. Поэтому совершенно непонятно, почему на протяжении трёх миллиардов лет жизнь в океане была, но при этом не смогла распространиться из океана во впадающие в него пресноводные реки.

А ответ может быть таким: вся наша планета Земля была покрыта единым океаном, и на Земле просто не было суши, по которой могли бы течь пресноводные реки. Поэтому, из-за отсутствия суши, и не было на Земле ни сухопутной жизни, ни пресноводных водоёмов, в которых могла бы развиваться пресноводная жизнь.

Таково обоснование нашего утверждения об отсутствии суши на Земле, как причины наблюдаемых следствий: из всех возможных причин позднего появления сухопутной жизни наиболее весомая (если она имела место) состоит в том, что появление и развитие сухопутных и пресноводных форм жизни было невозможно до появления суши в некоторый момент. Потому и не обнаруживаются сухопутные и пресноводные формы ранее 500 млн. лет.

Рассмотрим возможность самой гипотетической причины, то есть, отсутствия суши до определённого момента. Приведём известные цифры [4]:

Мировой океан занимает примерно 361 млн. кв. км из 510 млн. кв. километров всей поверхности нашей планеты.

Площадь суши, соответственно, составляет 149 млн. кв. километров.

Средняя глубина океана составляет примерно 3800 метров.

Средняя высота суши около 875 метров.

Какова была бы средняя глубина океана, если бы он покрывал поверхность всей Земли (при неизменном количестве воды в океане и при сравнительно малом количестве воды в виде рек и ледников на суше)? Это легко подсчитать:

Н_{среднее} = (361*(—3800м) + 149*(+875м))/510 = —2434 м.

Убедительных свидетельств, что объём вод мирового океана мог существенно меняться, нет. Так что видим, что, если рельеф земной коры когда-то был достаточно гладким, не было таких больших перепадов высот, как в настоящее время, то вся Земля вполне могла быть покрыта водой со средней глубиной 2434 м, а суши не было!

Зададимся вопросом: могла ли иметь место такая ситуация с достаточно гладким рельефом земной коры в геологической истории Земли? Чем она могла быть обусловлена? Мы уже видели, что перепад приведённых (к одной плотности) уровней, в конечном итоге — разность высот различных точек земной поверхности — зависит от вязкости мантийных потоков, увлекающих твёрдую кору [5, 6, 7, 8]. Так что при малой вязкости вещества мантийного конвекционного потока, даже при его сравнительно большой скорости, стремление к изостазии обеспечивало бы минимальную разность приведённых уровней поверхности на всей Земле.

Каково бы ни было происхождение нашей планеты, какова бы ни была природа глубинного тепла (хоть остаточное со времён аккреции, хоть из-за разделения веществ земных недр по плотности в поле тяжести, хоть в результате распадов неустойчивых изотопов), в любом случае миллиарды лет назад интенсивность потока тепла из глубин Земли через её кору была намного выше нынешней. Земная кора также была намного тоньше, поскольку толщина коры приблизительно обратно пропорциональна геотермическому градиенту, то есть, потоку глубинного тепла. Соответственно, и вязкость мантийного конвекционного потока на поверхности его сопряжения с более тонкой тогда твёрдой корой была ниже нынешней (поскольку в зоне соприкосновения коры с мантийным потоком давление было меньше, а в соответствии с диаграммой состояния и вязкость была ниже). К тому же, эффективная вязкость мантийного потока, с учётом его более высокой (по сравнению с нынешней) температуры по сечению потока была ещё меньше.

При совершенно жидком веществе недр (при очень малой его вязкости) форма приведённой к одной плотности поверхности Земли должна была бы очень мало отличаться от эквипотенциальной — от формы геоида того времени. То есть, форма поверхности земной коры приблизительно повторяла бы форму поверхности водного океана, но ниже неё на 2 километра. И хотя вопрос: «Была ли когда-либо поверхность Земли раскалённой жидкой?» пока не имеет твёрдого обоснованного ответа, поток глубинного тепла и текучесть вещества недр Земли раньше были определённо намного выше, а потому разности высот приведённых уровней в разных географических точках должны были быть намного меньше нынешних. И только со временем, по мере уменьшения потока глубинного тепла и увеличения вязкости мантии, разности высот приведённого уровня выросли до сегодняшних значений, и будут расти в будущем.

Сила вязкого трения, увлекающая кору, пропорциональна квадрату разностей высот приведённого уровня (разность высот зависит от вязкости, так что вязкость и скорость входят в полученное выражение для силы трения конвекционного потока о кору неявно [6]). Поэтому не только были малы разности высот приведённых уровней, но не было и «торошения» коры (выдавливания из неё гор) из-за меньшего субгоризонтального напряжения сжатия (пропорционального квадрату разностей высот, делённому на толщину коры).

Так что высоты различных точек поверхности коры во времена больших потоков глубинного тепла отличались незначительно. Такое положение дел с малой вязкостью и малыми различиями высот определённо имело место когда тепловой поток был намного больше нынешнего (скажем, в 10 раз), а кора тоньше в 10 раз. То есть, до тех пор, пока величина теплового потока не снизилась до некоторого значения (вместе с увеличением вязкости недр), вся земная кора вполне могла находиться под водой со средней глубиной океана в 2400 метров. Но как долго оставалась вся кора под водой? При какой величине потока глубинного тепла суша появилась над поверхностью океана? Свидетельством того, что это произошло сравнительно недавно, являются наиболее ранние следы жизни на суше и в пресных водах. Эпоха сплошного океана закончилась 500 миллионов лет назад и над водами мирового океана начала возвышаться суша, которую начала осваивать жизнь, породившая сухопутные формы. С тех пор высота гор, в разное время образовывавшихся в разных места коры (где напряжение сжатия, порождаемое трением вязких конвекционных потоков превышало предел прочности коры), постепенно выросла до нынешних размеров.

Наше утверждение о возможности сравнительно недавнего (500 миллионов лет назад) поднятия суши над водами мирового океана сразу же позволяет объяснить некоторые непонятные ранее детали выхода флоры и фауны из воды на сушу. Оно базируется, с одной стороны, на представлении об уменьшении со временем потока глубинного тепла с соответствующим увеличением эффективной вязкости мантийного вещества; с другой стороны, на достаточно надёжно установленном факте, заключающемся в том, что ПРЕСНОВОДНАЯ ЖИЗНЬ (и флора, и фауна) появилась несколько позже, чем СУХОПУТНАЯ [1]. Этот факт объясняется тем, что, когда суша (в результате «торошения» земной коры) уже начала подниматься над солёным океаном, появился плацдарм для сухопутной жизни, а достаточно обширных пресных вод — среды для пресноводной жизни — ещё не было! Потому что для достаточно обширных пресных вод (достаточных для устойчивого существования и развития пресноводной жизни) ещё не было места, не было суши достаточного размера, по которой они могли течь!

Источники

1._ Досье NEWSru.com: Наука и технологии // Флора и фауна // Деревья http://newsru.ru/world/13oct2010/mox.html

2._ © 1995 г. ДМИТРИЕВ В. Ю., ПОНОМАРЕНКО А. Г., РАСНИЦЫН А. П., ДИНАМИКА ТАКСОНОМИЧЕСКОГО РАЗНООБРАЗИЯ НЕМОРСКОЙ ВОДНОЙ БИОТЫ, Палеонтологический журнал, 1995, № 4, (http://www.evolbiol.ru/dmitrie2.htm

3._ К.Ю. Еськов «История Земли и жизни на ней» Глава 8. Ранний палеозой: «выход жизни на сушу» http://www.paleo.ru/paleonet/publications/eskov/08.html

4._Земля. Астрономические данные. Средняя глубина океана. http://www.securitylab.ru/news/214802.php

5._ Шумилов В.Н.

Дрейф литосферных плит http://shumilov.kiev.ua/geofizika/drejf-litosfernyx-plit.html

6._ Шумилов В.Н. Сжатие земной коры и горообразование http://shumilov.kiev.ua/geofizika/szhatie-zemnoj-kory-i-goroobrazovanie.html

7,_ Шумилов В.Н. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы http://shumilov.kiev.ua/geofizika/176.html

8._Шумилов В.Н. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы http://www.astronet.ru/db/msg/1213453

ПОЧЕМУ ЖИЗНЬ 3 МИЛЛИАРДА ЛЕТ НЕ ВЫХОДИЛА ИЗ ОКЕАНА НА СУШУ?

В настоящее время сейсмографическое исследование нашей планеты достаточно хорошо налажено. Сейсмические волны разного типа просвечивают Землю, то есть проходят через различные области земных недр с разными скоростями, зависящими от состава проходимых областей, от условий в них, по разному преломляясь и отражаясь от различных неоднородностей. Волны эти принимаются на сейсмографических станциях. Затем обрабатывается весь массив данных со всех возможных сейсмостанций. Так мы и получаем, вычисляем параметры, характеризующие среду, через которую проходили сейсмические волны, (то есть, земные недра), обеспечивающие соответствие с уже наблюдёнными экспериментально данными по распространению сейсмических волн.

Вот только сейсмостанций мало, обходятся они дорого. Поэтому накопление данных по распространению сейсмических волн по разным путям происходит сравнительно медленно. Но в настоящее время благодаря относительной дешевизне спутниковых систем можно собирать данные о приходе сейсмоволн от достаточно мощного землетрясения в узлы достаточно густой сети точек на земной поверхности гораздо быстрее и экономнее. Сеть можно создать с расстоянием между узлами в 10 или даже в 1 километр (если необходимо повысить разрешение). Такая плотность невозможна при нынешних методах приёма сейсмосигналов на сейсмостанциях (из-за экономических ограничений), Для реализации нашего подхода в узлах сетки достаточно установить дешёвые уголковые отражатели и сканировать расстояние от них до спутника с достаточно большой частотой. Причём не просто через заранее заданный интервал, а сообразуясь с поставленной целью и с первыми поступившими сигналами смещения отражателей, жёстко связанных с поверхностью Земли.

Томография для Земли

В главах «Дрейф плит», «Горообразование», «Движущие силы...» дано описание механизма генерации сил, достаточных для развития в земной коре наблюдаемого напряжения сжатия до 400 МПА [1], приводится полученное нами выражение для силы вязкого трения, с которой верхние участки очень вязких мантийных конвекционных потоков в своём стремлении к изостазии увлекают более твёрдую, можно сказать, кристаллическую кору с силой:

F = ? * g * d * ?W * (?H)².

Моделирование вулканических процессов

F = ? g * Dm * ?W * (DH)²

Адекватность описанного механизма возникновения главных тектонических сил, ответственных за тысячекилометровые перемещения материков, за горообразование, за землетрясения и извержения вулканов, может быть подтверждена или опровергнута совершенно простыми натурными экспериментами в лаборатории. Возникновение и величина силы вязкого трения, с которой мантийный конвекционный поток увлекает твёрдую кору, плавающую на нём, может быть исследовано на следующей экспериментальной установке:

Рис 1. Моделирование сил вязкого трения

Здесь

UL (ВУ), LL (НУ) – верхний и нижний уровни вязкой жидкости,

?L = UL – LL,

F = f(?L),

T = F / cos(?) – сила субгоризонтального сжатия.

F = f(?L) – сила вязкого трения, зависящая от перепада (разности ?L) уровней вязкой жидкости,

Т – показание тензометрического датчика напряжения (измерителя силы).

Нижняя поверхность подвижной платформы должна быть смачиваемой битумом. В этом случае она будет увлекаться «потоком» битума, медленно текущего под влиянием разности уровней ?L в верхнем и нижнем резервуарах. При этом в установке должно быть обеспечено свободное скольжение подвижной платформы (с минимальным трением) относительно верхнего и нижнего упоров и боковых стенок (не изображённых на рисунке). Боковые стенки и упоры здесь обеспечивают конфигурацию потока.

При рассмотрении выражения зависимости силы вязкого трения

f_v = F = ? * g * d * ?W * (?H)² ,

действующей на земную кору (или на подвижную платформу в предлагаемом эксперименте), может показаться странным, что сила вязкого трения в приведённом выражении совершенно не зависит от коэффициента вязкости рассматриваемой жидкости и от скорости вязкого потока. Хотя из курса физики известно, что при малых скоростях сила вязкого трения пропорциональна коэффициенту вязкости и скорости. Но, в свою очередь, в рассматриваемом случае скорость течения в первом приближении пропорциональна движущей силе, то есть, разности высот уровней, между которыми движется вязкая жидкость. А разность высот (также в первом приближении) пропорциональна вязкости жидкости. Потому и выпадает из конечного выражения для силы вязкого трения, действующей на увлекаемую поверхность, явная зависимость от коэффициента вязкости и от скорости потока. Остаётся только зависимость от квадрата перепада уровней и величины увлекаемой площади. С целью демонстрации отсутствия явной зависимости силы трения от коэффициента вязкости и от скорости вязкой жидкости в рассматриваемом явлении описываемый эксперимент может быть произведён при различных температурах битума (то есть, при его различной вязкости) или даже с использованием вместо битума вязких масел, имеющих ещё меньший коэффициент вязкости, но зато бОльшую скорость при одной и той же разности верхнего и нижнего уровней. К тому же при малой вязкости используемой жидкости стационарное течение устанавливается гораздо быстрее, тогда как в случае использования битума при комнатной температуре результатов измерения придётся ждать месяцами, если не годами.

В предлагаемом нами эксперименте мы ожидаем в результате измерения силы получать всегда одинаковое значение (при постоянстве разности уровней, которую мы задаём), независимо от вязкости вещества в потоке, будь это минеральное масло или битум.

Но в природе разность уровней не постоянна (в том числе, и во времени). Она зависит от вязкости пород мантийного конвекционного потока; чем больше вязкость, тем больше перепад высот, тем больше сила вязкого трения.

Моделирование вулканических процессов

Предлагается схема моделирования вулканических процессов с помощью разнородных материалов, перемещающихся через зону, температура в которой превышает температуру плавления некоторых из используемых материалов.

Для экспериментальной иллюстрации результатов, приводимых в работе «Природа вулканических извержений» [3], можно предложить установку для имитации и изучения вулканических явлений – образования магматических камер и собственно вулканических извержений в моменты повышения давления в магматической камере вследствие тектонических движений. Мы не сможем имитировать явления, протекающие на больших глубинах в земных недрах, в полном объёме, такие как изменение плотности или температуры плавления среды в зависимости от температуры и давления. Но можем моделировать некоторые доступные стороны процесса вулканического извержения, а именно: переход в некотором замкнутом объёме вещества из твёрдого состояния в жидкое и создание избыточного давления в этой зоне за счёт линейного перемещения некоторого объёма. В предлагаемом эксперименте имитируется субдукция и получается избыточное давление достаточной величины путём медленного вдвигания-вдавливания твёрдого плоского двухслойного бруска, состоящего из слоя нафталина с температурой плавления 80?С и слоя парафина с температурой плавления 50?С (45-52) в массив, также состоящий из нафталина и парафина. На верхней поверхности массива поддерживается комнатная температура (20?С). На нижней наклонной поверхности массива, ограниченной гладкой металлической плоской пластиной, с уменьшением высоты температура повышается от 20?С до 70?С. Так что вдавливаемый вдоль пластины брусок по мере его медленного движения, скольжения под основным массивом по металлической пластине, будет прогреваться вплоть до плавления парафина.

Вдавливание бруска, имитирующего литосферную плиту, происходит хоть и медленно, но зато с очень большим усилием, достаточным для превышения предела прочности бруска (даже при комнатной температуре). В природе это усилие проявляется в виде огромного напряжения субгоризонтального сжатия земной коры, в её деформации, в том числе и в горообразовании. В результате одномерного вдавливания бруска в расплавленном в зоне нагрева парафине будут возникать большие всесторонние избыточные давления, достаточные для прорыва жидким парафином плотного массива над зоной нагрева.

Как мы уже видели, напряжения сжатия в земной коре часто превышают предел прочности пород земной коры на сжатие. Это превышение предела прочности так велико, что его достаточно для выдавливания из пород коры горных хребтов. Причём напряжения коры в окрестностях хребта (Токр) и под самим хребтом (Ткрп) связаны следующим образом:

Токр = Ткрп + Ргорн.

Эти напряжения тем более могут превысить предел прочности пород коры на растяжение. Это превышение и происходит, когда из магматического очага под действием избыточного давления (возникающего вследствие подвижек пород земных недр, то есть, землетрясений в определённых условиях [3]) выдавливается жидкая магма. Это давление, передаваемое через жидкую магму, разрывает породы коры и прокладывает канал, по которому из магматической камеры выходит жидкая магма (снижая давление).

Что касается силы, могущей создать избыточное давление, необходимое для выдавливания магмы из очага, то она (сила) рассмотрена и оценена выше.

Рис 2. Моделирование возникновения магматических камер

и извержений вулканов

Так что в результате разрыва пород в окрестностях камеры (образования трещин) жидкость будет выдавливаться из ограниченного объёма с избыточным давлением, и будет происходить кратковременное «извержение» парафинового «вулкана». В результате «извержения» давление уменьшается, «извержение» прекращается. Различие агрегатных состояний (твёрдых стенок и жидкой «магматической камеры») в нашей установке достигается несколько искусственно, за счёт того, что со всех сторон подогреваемого объёма жидкой «магматической камеры» располагается твёрдый нафталин (точно так же в земных недрах различие агрегатных состояний внутри и вне магматической камеры обеспечивается различием составов вещества в этих объёмах при одинаковой температуре [3]). Вместо нафталина и парафина в этом имитаторе вулкана могут быть использованы и другие комбинации веществ с различающимися температурами плавления. Например, битум, воск, парафин (или любые другие вещества, удобные в работе) с соответствующим подбором температуры в зоне образования магматической камеры.

Заключение

Приведённое в [2], [3] и настоящей работе описание механизма возникновения тектонических сил и оценки действующих сил вполне достаточно для объяснения механизма движения литосферных плит, вулканических извержений, горообразования (выдавливания пород коры вверх при превышении предела прочности коры), для объяснения механизма возникновения более мелких деталей рельефа земной поверхности – холмов, расщелин, и т. д. А также для объяснения наблюдаемых в земной коре напряжений сжатия и растяжения с огромным преобладанием напряжения сжатия.

Источники.

1. Короновский Н.В. Напряжённое состояние земной коры. Соросовский образовательный журнал, №1, 1997, стр. 50

(через http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/)

() http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/1997%20%d0%9a%d0%be%d1%80%d0%be%d0%bd%d0%be%d0%b2%d1%81%d0%ba%d0%b8%d0%b9,%20%d0%9d%d0%b0%d0%bf%d1%80%d1%8f%d0%b6%d0%b5%d0%bd%d0%bd%d0%be%d0%b5%20%d1%81%d0%be%d1%81%d1%82%d0%be%d1%8f%d0%bd%d0%b8%d0%b5%20%d0%b7%d0%b5%d0%bc%d0%bd%d0%be%d0%b9%20%d0%ba%d0%be%d1%80%d1%8b.pdf

2. Шумилов В.Н. "Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы." Матеріали VI Міжнародної науковой конференції "Моніторінг небезпечніх геологічних процесів та екологічного стану середовища" 6-8 жовтня Київ – 2005. Доступно по адресу:

http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1174973

3. Шумилов В.Н. Природа вулканических извержений. Доклад на конференции, «ГЕОФІЗИЧНІ ТЕХНОЛОГІЇ ПРОГНОЗУВАННЯ ТА МОНІТОРИНГУ ГЕОЛОГІЧНОГО СЕРЕДОВИЩА», 6-10 жовтня 2008 р., м. Львів Доступно по адресу:

http://shumilov.kiev.ua/geofizika

Моделирование тектонических сил (мантийного трения) и вулканических процессов

Интересные статьи по теме:

1. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов, горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы

УДК 5.133 + 5.111

Природа вулканов

Шумилов В.Н

Аннотация: В работе раскрывается природа движущих сил вулканических извержений – в ходе мантийной конвекции огромные массы пород различного химического состава перемещаются через зоны всё более высоких давлений и температур. При этом основная масса перемещающихся пород остаётся твёрдой (аморфной), тогда как некоторые сравнительно небольшие объёмы вещества другого химического состава вследствие повышения температуры с глубиной становятся жидкими и в результате деформации участков мантийного конвекционного потока могут быть выдавлены и выдавливаются из земных недр в виде вулканических извержений.

Nature of volcanic eruptions

Shumilov V.N.

Abstract: Nature of motive forces of volcanic eruptions opens up in-process. During mantle convection enormous the masses of matter, that have different composition, are moving through the areas of different (the growing?) pressures and temperatures. During this moving almost all the masses remain hard (amorphous). But some comparatively small volumes of matter (with other chemical composition) because temperature is increasing with a depth, become liquid and as a result of deformation of areas of mantle convection stream can be squeezed out and squeezed out from the earthly bowels as volcanic eruptions.

* * * * *

До настоящего времени нет ясного понимания природы извержений вулканов, и понимания механизма возникновения движущих сил этого явления, и понимания возникновения жидких масс в казалось бы твёрдой среде, пропускающей поперечные волны. Для объяснения природы вулканических извержений было выдвинуто множество гипотез, но ни одна из них не выдерживает критики. В этой работе предлагается описание модели вулканических извержений, позволяющей обоснованно ответить практически на все вопросы, касающиеся вулканических извержений и не имевшие раньше убедительных ответов.

Приведём важнейшие черты вулканических извержений, существование которых должна объяснять и учитывать модель функционирования вулкана:

1. При извержении вулканов из земных недр извергаются огромные объёмы пород.

2. Истечение сравнительно тяжёлой (с большим удельным весом) жидкой лавы из кратера вулкана происходит на различной высоте относительно уровня моря, часто на большой.

3. Извержению вулкана всегда предшествуют сейсмические явления, а во время извержения сейсмические явления сопровождают его. Как только сейсмические явления прекращаются, прекращается и извержение.

4. Как правило, вулканы приурочены к границам литосферных плит.

5. Температура и состав продуктов извержения различных вулканов существенно различаются. Поэтому и наблюдаются извержения вулканов различного типа (гавайский, плинианский, стромболианский, пелейский ... ). Иногда состав извергаемых пород меняется даже от извержения к извержению у одних и тех же вулканов. Более того, иногда состав извергаемых пород меняется даже на протяжении одного извержения, как это было во время катастрофического извержения Кракатау в 1883 году..

6. Извержения происходят время от времени, с разными промежутками времени между ними. Количество пород, извергаемых вулканом за одно извержение, достаточно сильно меняется от извержения к извержению. При этом усреднённое количество извергаемых за единицу времени пород остаётся приблизительно постоянным на протяжении почти всей жизни рассматриваемого вулкана.

7. Все вулканы в течение своей жизни извергаются множество раз. А после некоторого количества извержений вулканы «засыпают». Иногда надолго, иногда навсегда.

8. В земной коре практически повсеместно экспериментально наблюдается огромное субгоризонтальное одноосевое сжатие вплоть до предела прочности пород коры. Чем ближе к краю плиты, тем больше напряжение сжатия в коре. До 400 МПА, согласно [9]. Природа возникновения этого сжатия раскрывается в работах [дрейф плит], [горообразование], [движущие силы землетрясений].

9. Экспериментально наблюдается движение литосферных плит, в том числе субдукция, под действием объяснённых сил.

В пункт 8 констатируется наличие и объясняется происхождение сил, достаточных для развития давления, способного выдавить на дневную поверхность через жерла вулканов огромные объёмы раскалённых масс с глубин, где царят температуры, соответствующие жидкому состоянию извергаемых веществ. Эти вещества погружаются на упомянутые глубины в составе плит, вталкиваемых в земные недра на всё большие глубины, в зоны всё более высоких температур в ходе субдукции плит.

Из перечисленных основных черт, характеризующих деятельность вулканов, а также из достаточно надёжно установленных знаний о недрах Земли вытекают два главных, на мой взгляд, вопроса, касающихся природы движущих сил вулканических извержений, и не получивших до настоящего времени убедительных ответов:

1) Каким образом в недрах Земли создаётся избыточное давление, необходимое для обеспечения подъёма тяжёлой жидкой магмы из глубин Земли до высоты кратеров вулканов, из которых изливается жидкая магма – лава?

2) Каким образом в недрах, казалось бы, твёрдой астеносферы Земли образуются огромные объёмы жидкой магмы, тогда как распространение через земные недра поперечных сейсмических волн свидетельствует о твёрдости недр?

На сегодняшний день популярны следующие гипотезы, выдвинутые для ответов на эти вопросы:

А) Жидкая магма образуется из материала твёрдых литосферных плит в результате выделения тепла при трении плит в ходе тектонических движений.

Б) Необходимое тепло в количествах, достаточных для образования жидкой магмы из твёрдых пород, выделяется в результате локальной высокой концентрации радиоактивных веществ в области будущей магматической камеры.

В) Эти две гипотезы выглядят крайне неубедительно. Более распространённой сегодня является третья гипотеза образования жидкой магмы, которая также не выглядит сколько-нибудь убедительной, особенно при попытке её детального анализа.

Рассмотрим же эту наиболее распространённую сегодня модель действия вулкана [1], [2]. Согласно этой модели земные недра в зоне будущей магматической камеры тверды, в них нет жидкой магмы – магма пока находится в твёрдом состоянии. Но есть в этой области огромное давление и высокая температура (давление P = удельный вес * D, температура Т = геотермический градиент * D; где D есть глубина). Диаграмма состояния вещества такова, что при изотермическом уменьшении давления (с неизменностью температуры, существовавшей до расширения) в области высоких давлений и температур при соответствующих температуре и давлении вещество может из твёрдого состояния перейти в жидкое, как это изображено на Рис 1 а.

Согласно этой модели, в некоторой области недр давление в результате тектонических процессов быстро падает, магма в зоне понижения давления именно благодаря понижению давления переходит из твёрдого состояния в жидкое, и начинается извержение вулкана. Здесь мы видим необоснованную молчаливую убеждённость в однородности недр и эклектическое смешение физических законов, которые и приводят к превратному пониманию природы вулканов.

В этой гипотезе используются фрагменты физических теорий, несовместимые, в данном случае, в рассматриваемой области применения. В этой модели совершенно упускается из вида численная сторона и временные рамки предполагаемого процесса образования жидкой магмы, которая делает такой процесс невозможным. Ведь для того, чтобы жидкая магма поднималась с глубины расположения магматической камеры на дневную поверхность, наоборот, должно быть создано избыточное давление, то есть превышение давления над исходным горным давлением на глубине будто бы образующейся магматической камеры, а не его уменьшение, как этого требует рассматриваемая гипотеза. Кроме того, если процесс протекает быстро, то он является не изотермическим, а адиабатическим (то есть, без переноса энергии, тепла, между элементарными объёмами). Поэтому при падении давления из-за затрат энергии на работу по увеличению объёма уменьшается температура. В дополнение к этому, для перевода вещества из твёрдого состояния в жидкое (в пределах образующейся магматической камеры) необходимо ещё подвести к этому веществу изрядное количество теплоты (теплоты плавления), необходимой для плавления, иначе вследствие затрат на работу по плавлению и расширению температура вещества снизится. И, в лучшем случае, без подвода тепла сможет расплавиться лишь малая часть объёма с одновременным уменьшением температуры (при продвижении по границе фаз в фазовой диаграмме между твёрдым и жидким состоянием). Так что диаграмма этого процесса с быстрым падением давления будет выглядеть совсем не изотермической, как на Рис1а, а адиабатической, как на Рис1б. А для подъёма магмы необходимо огромное избыточное давление, так что даже если бы магма и перешла перед этим из твёрдого состояния в жидкое из-за внезапного понижения давления (чего не может быть в адиабатическом процессе), то повышенное давление, необходимое для обеспечения подъёма магмы, сразу же превратило бы жидкую магму в твёрдую. Этим несоответствием и отвергается возможность образования вулканической магмы из твёрдых пород и её подъём при внезапном уменьшении давления.

А ведь ещё нужно затратить огромное количество механической работы на подъём жидкой магмы из магматической камеры на высоту кратера вулкана (или затратить на этот подъём тепло). Кроме всего прочего, температура извергаемой лавы часто существенно превышает температуру её плавления, хотя при подъёме температура лавы успела существенно уменьшиться, что никак не может быть объяснено рассматриваемой гипотезой. Для обеспечения такого превышения температуры плавления магмы к ней должно было бы каким-то образом подведено существенное количество тепла сверх того, что необходимо для плавления, и, к тому же, при более высокой температуре, чем она есть в зоне исходно твёрдой магмы, где, в соответствии с критически рассматриваемой гипотезой, должна была бы образоваться описываемая МК.

При подъёме на поверхность с глубины МК магма остывает по многим причинам: частично из-за передачи тепла окрестностям магматического канала за счёт теплопроводности, частично из-за того, что при подъёме магмы давление в ней уменьшается. При этом жидкая магма слегка увеличивается в объёме и поэтому уменьшает свою температуру (тратится работа на увеличение объёма). Но ещё большее количество тепла отбирают у поднимающейся к дневной поверхности магмы вырывающиеся из неё при уменьшении давления по мере подъёма газы, которые были растворены в ней при высоком давлении, действующем в зоне МК, поскольку на работу по расширению газов затрачивается большое количество тепла. Видим, что для обеспечения возможности вулканических извержений необходимо, чтобы исходная температура жидкой магмы на выходе из магматической камеры существенно превышала температуру её плавления. Хотя, согласно рассматриваемой гипотезе, температура магмы вследствие уменьшения давления (в результате быстрого расширения зоны будущей МК) на выходе из МК никак не может быть выше температуры плавления магмы в данных условиях.

Так что при попытке детального рассмотрения популярной сегодня модели извержения вулкана сразу же выявляется её несостоятельность.

Обратим теперь внимание на объёмы пород, извергаемые вулканами. Они чрезвычайно велики. Так, объем вулканического конуса высотой 2 км и диаметром 8 км, сложенного изверженными породами, имеет объём порядка 35 км³ . А размеры Гавайских вулканов намного больше: скажем, вулкан Мауна Лоа имеет объём порядка 75 000 км³. Очевидно, что эти породы (слагающие вулканическую постройку) извержены из земных недр. В то же время в земных недрах физически невозможно существование пустот при действующих там давлениях, поскольку предел прочности пород при одноосевом сжатии порядка 2000 кгС/см² (200 Мпа), что соответствует горному давлению, создаваемому слоем пород толщиной около 7 километров. То есть, уже на глубине 7 км невозможно существование пустот, поскольку стенки такой пустой камеры сразу же «выстреливали», выдавливались бы в пустоту камеры под действием горного давления со стороны окрестностей камеры. Это заставляет нас сделать вывод, что, в любом случае, земные недра во время извержения огромных объёмов пород каким-то образом деформируются, замещая вышедшую из недр на земную поверхность лаву, перемещая на место вытесненных из недр лаву породами окрестностей МК.

Поскольку на глубине расположения МК не может быть пустот (из-за конечной прочности пород, слагающих окрестности МК, незаполненный веществом пустой объём был бы просто раздавлен огромным горным давлением), объём магматической камеры (МК) в ходе извержения вулкана уменьшается на величину объёма изверженных пород. Но каким образом обеспечивается уменьшение объёма МК при излиянии лавы из кратера вулкана? Что является причиной, а что следствием? Гипотетически возможны два варианта механизмов, обеспечивающие уменьшение объёма МК на величину объёма излившейся лавы и соответствующие двум разнонаправленным причинно–следственным связям:

А) Уменьшение давления в МК вызывает уменьшение её объёма. Магма каким-то образом «высасывается» из МК, так что давление в ней становится намного меньше горного давления в её окрестностях, что и приводит к деформации стенок МК и уменьшению её объёма на величину объёма излившейся лавы. Но при этом возникает неразрешимый вопрос: Если в МК давление каким-то образом уменьшается, то откуда берётся огромное дополнительное давление, необходимое для прокладывания путей, по которым движется магма, и для подъёма тяжёлой лавы до высоты кратера вулкана? Возможен ли такой супернасос на выходе из МК, уменьшающий давление в МК и тут же увеличивающий это давление до величин, достаточных для прокладывания магматического канала в плотных и достаточно прочных породах окрестностей МК и подъёма тяжёлой лавы на высоту кратера? Такой супернасос трудно себе представить даже чисто гипотетически. Попросту говоря, такой супернасос просто невозможен, его нет в природе.

Б) Гораздо более реалистическим выглядит другой вариант, обеспечивающий равенство этих объёмов. За счёт тектонических движений деформируются твёрдые стенки и окрестности сравнительно небольшой по объёму МК, заполненной жидкой магмой (из-за малости объёма МК и пропускают недра поперечные сейсмические волны), уменьшая почти замкнутый объём МК. Жидкая магма за счёт возникающего при уменьшении объёма МК избыточного давления выдавливается из МК во всех направлениях: вниз, вверх, в стороны. Магма, находящаяся под избыточным давлением, прокладывает магматические каналы во всех наиболее легко реализуемых направлениях. Иногда эти магматические каналы или каналы—щели, образовавшиеся вырывающимися из магмы по мере её подъёма газы, достигают дневной поверхности Земли и тогда имеем извержение вулкана. Если же выдавленная при данном тектоническом движении (в данном эпизоде) из МК магма или её составляющие не достигают дневной поверхности, мы имеем просто серию землетрясений. При этом в окрестностях магматической камеры в любом случае образуются различные интрузии выдавленной из МК магмы в виде силл и даек. Этот единый механизм тектонических движений обеспечивает и землетрясения, и извержения вулканов. Но здесь возникает вопрос о движущих силах, способных развить необходимое давление.

Невозможно даже представить себе, чтобы на вершине горы из-под земли била фонтаном вода с удельным весом 1 Г/см³ – для этого необходимо, чтобы в водоносном слое у подножия горы было создано огромное избыточное давление. А для подъёма на огромную высоту (высоту кратера вулкана, из которого истекает лава в некоторых вулканах) жидкой лавы (гораздо более тяжёлой, чем вода) на уровне магматической камеры должно быть развито избыточное давление (сверх обычного горного на этой глубине, создаваемого слоями вышележащих пород), намного большее, чем для водяного фонтана на вершине горы. К тому же, лава тяжелее не только воды, но, почти всегда, и окрестных пород. Действительно, плотность дегазированных, спокойно истекающих из вершин гавайских вулканов лав составляет порядка 3 г/см³. При этом разность высот между подножием и вершиной вулкана Мауна Лоа составляет более 9 км (высота над уровнем моря составляет 4169 м, и под водой более 5000 м). С учётом компенсации части давления давлением слоя воды толщиной 5 км (=500атм=500кГ/см²) избыточное давление, необходимое для подъёма лавы до высоты кратера вулкана составляет (3Г/см³)*900000см=2700кГ/см² – 500кГ/см² =2200 кГ/см², что приблизительно равно пределу прочности пород, слагающих основание этого вулкана (прочность базальтов океанического дна составляет порядка 2000 кГ/см² [3] при нормальных условиях, то есть при обычном давлении на уровне моря 1 атм). Понятно, что это огромное избыточное давление, выталкивающее жидкую магму из магматической камеры, может быть создано только за счёт уменьшения её объёма (за счёт деформирования камеры). Причем предельная величина избыточного давления, выдавливающего магму из МК, определяется прочностью твёрдых пород окрестностей МК. Отметим, что земная кора везде, в том числе и в зоне вулканического кольца вокруг Тихого океана подвержена огромному субгоризонтальному сжатию – до 400 МПА [9]. Это сжатие как раз и является той движущей силой, что создаёт избыточное давление в МК.

Каким образом в МК возникает избыточное давление, которое и лежит в основе природы извержения вулкана? При всестороннем сжатии недр жидкое содержимое замкнутого объёма МК оказывает сопротивление всестороннему сжатию точно так же, как и твёрдые стенки и окрестности МК. В этом случае магматическая камера практически не меняет свою форму.

Причина деформации магматической камеры (и создания, вследствие уменьшения её объёма огромного избыточного давления) проста – деформация камеры с выдавливанием из неё соответствующих объёмов магмы происходит в результате и в ходе тектонических движений в моменты превышения предела прочности окрестностей магматической камеры (когда разница величин одноосевых напряжений превышает предел прочности пород, что составляет порядка 2000 кгС/см²) при нормальных условиях. Поэтому и предшествуют, и сопутствуют каждому извержению любого вулкана сейсмические явления – происходит деформация недр, приводящая к уменьшению объёма магматической камеры с соответствующим повышением давления и выдавливанию из неё жидкой магмы во всех направлениях – и вверх, и вниз, и в стороны. Это происходит потому, что жидкость, которая может быть вытеснена куда-то из замкнутого объёма, в начальный момент, при нулевом избыточном давлении, не оказывает такого сопротивления одноосевому сжатию-деформации, как твёрдые стенки магматической камеры. Поскольку в области МК эффективное сечение пород, на которое действует суммарная сила сжатия, меньше, чем в её окрестностях (сама МК заполнена жидкостью), то и происходит деформация стенок МК. При повышении же в деформируемой магматической камере избыточного давления жидкая магма начинает оказывать сопротивление сжатию во всех направлениях, в том числе и в направлении сжатия. Напряжения в различных направлениях выравниваются, и деформация прекращается.

Когда напряжение сжатия в различных направлениях различается, твёрдое вещество меняет свою форму под действием таких напряжений незначительно, но лишь до тех пор, пока разница напряжений в различных направлениях не превышает предела прочности (у базальта, предположительно близкого по механическим характеристикам к веществу мантии, этот предел прочности составляет порядка 2000 кгС/см² при нормальных условиях).

В то же время вещество в жидком состоянии деформируется при малейших различиях механического напряжения в различных направлениях, сразу же выравнивая в жидкости давление (напряжение) во всех направлениях. Так что при неравенстве напряжений в твёрдых стенках МК в различных направлениях жидкое содержимое МК не оказывает должного сопротивления в направлении наибольшего напряжения. В этом направлении сопротивление сжатию жидкого содержимого МК такое же, как и сопротивление твёрдых стенок МК и её окрестностей в направлении наименьшего напряжения и равно напряжению в этом направлении. Поэтому стенки МК могут быть деформированы (выдавлены в направлении напряжения, превышающего напряжения в других направлениях на величину предела прочности при одностороннем сжатии) при различных тектонических движениях, создающих различающиеся напряжения в разных направлениях. При этом жидкое содержимое МК будет выдавлено из объёма МК, замкнутого до деформации, подобно повидлу из булки при её сжатии или изгибе.

На рисунке хорошо видно, что при напряжениях сжатия, в направлениях 1 и 3 больших, чем в направлении 2 и 4, жидкость из замкнутого объёма будет вытесняться в направлениях 2, 4, где напряжения малы и не могут компенсировать возросшее давление жидкости в магматической камере.

Поскольку избыточное давление жидкой магмы распространяется во всех направлениях, оно заставляет магму прокладывать себе путь в тех направлениях, где прочность стенок камеры меньше возникшего избыточного давления. Выдавливаемая из камеры магма начинает прокладывать себе путь во всех возможных направлениях, создавая и расширяя различные щели. Иногда этот путь прокладывается до самой земной поверхности, и тогда имеем извержение вулкана. При этом прокладывании пути магмы (образовании магматического канала) наряду с первопричинными землетрясениями, следствием которых является деформация МК с уменьшением её объёма, происходят и гораздо меньшие по величине вторичные сейсмические явления, возникающие вследствие быстрого смещения сравнительно малых объёмов пород в моменты расширения щелей магмой, прокладывающей себе путь.

По мере подъёма магмы давление в ней уменьшается, и происходит дегазация магмы (при уменьшении давления из неё выходят растворённые под огромным давлением на глубине расположения МК газы, подобно тому, как выходят газы из откупоренной бутылки шампанского). Причём процесс дегазации элементарного объёма магмы, поднимающейся из глубин, происходит с быстрым (значит, без подвода тепла) существенным увеличением этого объёма, то есть, с затратой работы, а поэтому с уменьшением температуры магмы и вырвавшихся из неё газов. Эти газы расширяются так быстро, что могут истекать из магматического канала со сверхзвуковыми скоростями (если сечение магматического канала способствует этому).

Если вышележащие породы достаточно плотны и прочны, давление под ними во время прокладывания магмой пути наверх в результате поступления всё новых объёмов раскалённой жидкой магмы и особенно газов из нижележащей магматической камеры может вырасти до таких величин, что, в конце концов, произойдёт взрыв, подобный катастрофическому извержению Кракатау. Но взрывы такого масштаба сравнительно редки. Чаще всего процесс вытеснения магмы из камеры не доходит до такого взрыва. Вытесняемая из камеры магма находит и прокладывает себе путь наверх постепенно, мелкими рывками, проникая в различные щели (скорее, в менее прочные прослойки) и расширяя эти щели или раздвигая более прочные слои по поверхности более слабой прослойки. Такие расширения щелей геологи наблюдают в виде силл – горизонтальных, относительно тонких и больших по площади слоёв остывшей вулканической лавы, внедрившихся в более древние породы [4]. А также в виде вертикальных интрузий – даек. По существу, силлы и дайки являются решающим материальным свидетельством того, что во время прокладывания магматического канала от МК к дневной поверхности в прокладываемом канале и его окрестностях развивается огромное избыточное давление (в добавок к обычному горному на соответствующей глубине). Только таким огромным давлениям под силу разорвать породы по самой слабой поверхности и раздвинуть огромные массивы окружающих дайку и сопротивляющихся деформации пород или приподнять всю толщу вышележащих слоёв породы на толщину силла. Можно сказать, что таких свидетельств избыточного давления при продвижении магмы вполне достаточно для отказа от гипотезы об образовании очагов жидкой магмы вследствие понижения давления в некоторой области недр.

Но такие наблюдения результатов продавливания магмы через более древние породы могут быть произведены в окрестностях потухших вулканов лишь потом, после прекращения их деятельности. А во время извержения, и особенно перед активной фазой извержения вулкана это расширение щелей и промежуточное накопление магмы в них (пока путь на поверхность ещё только прокладывается) проявляется в виде небольшого поднятия местности в окрестностях вулкана. Это поднятие легко обнаруживается перед извержением вулкана с помощью геодезических измерений [5]. Оно также является свидетельством огромного избыточного давления в МК, а не уменьшения там давления в соответствии с распространённой сегодня гипотезой. Во время извержения вулкана (после того, как путь магме на дневную поверхность уже проложен) давление снижается из-за появившегося пути уменьшения давления через жерло вулкана, его окрестности слегка опускаются (если магма ещё не затвердела в щелях).

Когда одноосевые напряжения в окрестностях МК уменьшаются, тектонические подвижки заканчиваются, объём магматической камеры перестаёт уменьшаться, магма из неё уже не выдавливается, истечение лавы из кратера прекращается. Избыточное давление в камере (появившееся в результате уменьшения объёма МК) начинает падать практически до нуля за счёт растекания магмы, заполняющей во время извержения весь вертикальный магматический канал от МК до дневной поверхности, во всех возможных направлениях, через боковые каналы-щели, образовавшиеся вследствие действия избыточного давления. Жидкая лава, поднятая за счёт огромного избыточного давления в магматической камере и высокого темпа вытеснения магмы из МК во время извержения до уровня кратера, в это время, в конце извержения, уходит в недра (растекаясь с малой скоростью по малым щелям в окрестностях магматической камеры и канала). И опускается при этом до равновесного уровня, когда избыточное давление на уровне МК становится равным 0. В это время потока магмы из МК уже нет, а расход магмы через сеть мелких трещин по всей высоте магматического канала продолжается. Это вытекание магмы через мелкие трещины происходит за счёт давления столба магмы, поначалу заполняющей главный магматический канал до высоты кратера. Магма в главном канале создаёт огромное избыточное давление, которое и продолжает выдавливать магму через нижележащие щели. В результате жерло вулкана (его верхняя часть) освобождается от уходящей вниз под действием собственной тяжести, растекающейся по мелким подземным щелям магмы-лавы. Газы некоторое время ещё продолжают вырываться из уходящей вниз лавы. Извержение прекращается до следующей тектонической подвижки. Что мы и наблюдаем в конце очередного извержения любого вулкана.

Объёмы пород, изверженных при каждом очередном извержении, достаточно сильно меняются от извержения к извержению, однако в масштабе столетий и тысячелетий тектонические движения происходят достаточно равномерно, поэтому и объём магматической камеры уменьшается достаточно равномерно. Поэтому и наблюдаем мы постоянство усреднённой скорости извержения пород (количество изверженных пород) / (промежуток времени от предыдущего извержения) у каждого вулкана. «...Статистически установлена прямая связь полной энергии извержения с продолжительностью предшествовавшего ему периода покоя. Если же расход вещества усреднять на интервалах, включающих несколько извержений-событий, он оказывается постоянным» [6].

Точно так же приблизительно постоянна средняя скорость горообразования на всей поверхности Земли, которая приблизительно компенсируется количеством пород, выносимых реками в океан в виде растворов или взвесей. Эта скорость оценивается в 6-10 км³/год [горообразование]. Средние скорости извержения вещества вулканами намного ниже. При катастрофических извержениях, случающихся раз за несколько столетий, вулканы выбрасывают из себя десятки кубических километров лавы, пепла, газов (в пересчёте на плотное состояние). В конечном итоге, почти всё вещество, извергаемое вулканами в зоне субдукции, представляет собой преобразованное вещество океанического дна, увлечённое погружающейся корой. Пройдя за 1 — 3 миллиона лет со скоростью порядка 0.1 м/год 100 — 300 км от места начала погружения до места извержения, увлечённое погружающейся плитой вещество попадает в зону температур, достаточных для его плавления и выдавливается через жерло вулкана на поверхность Земли. Можно сказать, что количество извергаемого вулканами вещества, в среднем, соответствует (но не равно) количеству увлечённых осадочных океанических пород. Поэтому трудно судить с большой точностью о влиянии на состав земной поверхности, атмосферы, продуктов извержений вулканов в глобальном масштабе, поскольку извергается, в основном, то, что недавно (порядка миллиона лет назад) было поглощено при субдукции. То есть, говоря о вкладе вулканов в изменение условий на поверхности Земли, следует учитывать, что погружается в недра при субдукции.

Поскольку извержения вулканов представляют собой следствие тектонических подвижек – землетрясений, то всегда землетрясения и предваряют извержения. А вулканы наблюдаются лишь в сейсмически активных зонах. То есть, вулканы практически всегда приурочены к краям тектонических плит, где происходят гигантские деформации.

При уменьшении объёма магматической камеры до нуля (или до такого состояния, когда становится уже невозможным дальнейшее уменьшение её объема) из неё уже ничего невозможно выдавить, и вулкан засыпает навсегда. Извержения данного вулкана могут прекратиться и по той причине, что в ходе погружения МК вместе с вмещающей её литосферной плитой, в которой она образовалась, МК постепенно опускается на слишком большую глубину, с которой магма уже не может быть выдавлена на земную поверхность. Или кора в окрестностях действовавшего вулкана становится толще и прочнее в результате предыдущих извержений.

Чем обусловлено различие составов и температур пород, извергаемых различными вулканами? И почему, вообще, образуются магматические камеры, заполненные жидкими магмами различного состава? Ответ на этот вопрос вытекает из рассмотрения процесса субдукции (и спрединга). Сегодня у геофизиков нет сомнений, что литосферные плиты движутся со скоростями порядка 0.1 м/год. Движение литосферных плит надёжно установлен на основе большого количества независимых фактов, начиная с обнаружения и объяснения палеомагнитных полос на океаническом дне и заканчивая прямыми геодезическими измерениями расстояний между материками, островами. Это движение плит происходит в результате их увлечения медленными мантийными конвекционными потоками в аморфном веществе, возникающими и поддерживаемыми вследствие выноса тепла из центральных зон Земли к её поверхности [7].

Движущей силой мантийной конвекции является тепло, так или иначе генерируемое в центральных областях Земли (независимо от гипотез о его происхождении). Это тепло не успевает отвестись за счёт кондуктивной теплопроводности в твёрдых породах. Породы теряют твёрдость, их свойства приближаются к свойствам жидкостей. Поэтому и возникают конвекционные потоки в твёрдой, слабо текучей мантии Земли. У этих очень медленных конвекционных потоков есть как восходящие, так и нисходящие участки. В окрестностях восходящих потоков литосферные плиты раздвигаются восходящими потоками, то есть, увлекаются в разные стороны расходящимися из области подъёма конвекционного потока его горизонтальными участками, и мы наблюдаем дивергенцию, расхождение плит в зоне восхождения потоков – в зоне спрединга. В зоне нисхождения конвекционных потоков наблюдается конвергенция, схождение плит. В каких-то районах земного шара сближение плит приводит при чрезмерном нарастании субгоризонтальных напряжений сжатия земной коры к «торошению» земной коры – здесь возникают и продолжают расти горы – результат сминания краёв сходящихся литосферных плит [7]. В других местах сближения плит одна из плит остаётся на месте, а другая – «подныривает» под неё заталкивается огромной силой вязкого трения, порождающей наблюдаемые огромные субгоризонтальные напряжении сжатия. Имеем субдукцию. В этом месте плита, бывшая до того земной поверхностью (обычно океаническим дном), преодолевая сопротивление, начинает опускаться под действием субгоризонтальных сил, постепенно, по мере погружения плиты и изменения её ориентации относительно вертикали, меняя направление движения на почти вертикальное. Плита погружается в земные глубины со скоростью порядка 0.1 м/год, переходя при этом в зоны всё больших давлений и температур, прогреваясь до всё больших температур по мере погружения.

Подведём итоги рассмотрения природы вулканов со стороны возникновения, происхождения давлений, необходимых для существования вулканических извержений.

В толще земной коры сверх литостатического давления (аналога гидростатического для «твёрдой» среды), растущего с глубиной, на 98% площади земной коры (почти повсеместно) экспериментально наблюдается напряжение субгоризонтального сжатия, на некоторых участках до 400 МПА [9], то есть, практически вплоть до предела прочности пород коры. Таких субгоризонтальных сжатий и порождающих их сил вполне достаточно для выдавливания на поверхность земной коры, на высоту в несколько километров над уровнем моря (более 4 на Гавайях) с глубины 70 — 150 км раскалённой жидкой магмы, при этом более тяжёлой, чем породы верхних слоёв земной коры, через которые до и во время извержения продавливается магма. Субгоризонтальные на горизонтальных участках коры силы слегка меняют направление за счёт изгиба медленно скользящей погружающейся в ходе субдукции плиты. При переходе части вещества (имеющего соответствующий состав) в жидкое состояние одномерная сила, вдавливающая плиту в недра, превращается во всенаправленное избыточное давление точно так же, как линейное движение поршня насоса порождает всестороннее давление в газе или в жидкости. В предыдущих главах (Дрейф плит, Горообразование, Главные движущие силы...) дано физически обоснованное объяснение возникновения сил, порождающих экспериментально наблюдаемые гигантские субгоризонтальные напряжения сжатия в земной коре, движение литосферных плит под действием этих сил, сопровождаемое различными деформациями. Причём, если «поршень» имеет такое же сечение, как вся погружающаяся плита, то максимальное избыточное давление, развиваемое таким давлением может достигать напряжения субгоризонтального сжатия. Если же сечение «поршня» будет меньше сечения плиты, то избыточное давление, развиваемое таким «поршнем» при наивыгоднейших условиях скольжения плиты может превышать напряжение сжатия в соответствующее количество раз. А такого давления уже никакая порода не выдержит.

Видим, что величина сил, возникающих в результате вязкого трения конвекционных потоков о твёрдую кору вполне достаточна для развития давления, необходимого для подъёма с глубины расположения МК жидкой горячей магмы (температура которой уменьшается по мере подъёма — уменьшения давления), более тяжёлой, чем окружающие породы, на дневную поверхность. Причём часто даже до высоты в 2 — 4 км над уровнем моря. Деформации МК с генерацией гигантских избыточных давлений и выдавливанием магмы могут быть представлены в виде комбинаций линейных движений и изгибов элементарных объёмов слоистых структур в составе мантийных конвекционных потоков. Можно сказать, что иногда магма выдавливается из МК как бы поршнем, представляющим собой ещё не расплавившиеся легкоплавкие вещества, которые скоро, по мере погружения, станут жидким. Это — линейное движение. А иногда магма выдавливается из МК при изгибах слоистых структур.

После приведённого объяснения гидравлической схемы работы вулкана (картины возникновения напряжений сжатия и перераспределения давлений) остаётся неосвещённым вопрос: «как возникают магматические камеры с твёрдыми стенками, заполненные жидкой магмой?». Чтобы ответить на этот вопрос, обратим внимание на тот факт, что составы пород, извергаемых различными вулканами, существенно различаются. Отсюда вытекает заключение, что различаются не только составы содержимого МК разных вулканов, но и составы содержимого каждой МК отличаются от состава её стенок и окрестностей. Различие составов и влечёт за собой различие механических и термодинамических свойств содержимого МК и её стенок и окрестностей при одних и тех же термодинамических условиях. А это значит, что при одних и тех же давлениях и температурах стенки и окрестности МК могут быть твёрдыми, тогда как содержимое МК, имеющее другой состав, будет жидким. Такие условия для содержимого МК и её окрестностей постепенно наступают в ходе медленного погружения разнородной слоистой литосферной плиты в зоны всё больших давлений и температур. Исходное различие химического состава различных участков погружающейся плиты очевидно: это и базальтовое ложе океана, образующееся в зоне спрединга, и слои осадков на базальтовом основании дна океана, достигающие толщины во многие сотни метров по мере приближения к зоне субдукции. Конечно, часть этих осадков «счищается» с погружающейся плиты на линии подныривания, но часть-то погружается вместе с плитой, скорее всего в форме сравнительно тонких, но обширных линз, наследующих различные впадины в базальтовом ложе океана. Поэтому химический состав вещества, погружающегося в недра планеты в теле плиты, меняется от точки к точке.

А это значит, что по мере погружения в зону всё более высоких температур некоторые объёмы вещества этих «линз» и каверн (с определённым составом) становятся жидкими даже при огромных давлениях, существующих на тех глубинах, тогда как окрестности линз продолжают оставаться твёрдыми (температура плавления пород, слагающих эти окрестности, несколько выше). Таким вот образом по мере погружения и разогрева плиты в её теле в результате плавления её некоторых участков (с определённым составом вещества) образуются магматические камеры с твёрдыми стенками, заполненные жидкими магмами различного химического состава.

Для таких веществ различного химического состава диаграмма состояния и история их движения в составе мантийного потока в терминах давления Р и температуры Т будет выглядеть примерно так, как на приведённом Рис 4.

То есть, в ходе погружения в зоны всё больших давлений и температур при некоторых давлении и температуре в области МК (на определённой глубине и при соответствующей этой глубине температуре) окрестности МК, состоящие из вещества1 пребывают в твёрдом состоянии, тогда как содержимое МК (вещество2) при тех же давлениях и температуре переходит в жидкое состояние.

При таком описании перехода содержимого МК (отличного от состава окрестностей МК) в жидкое состояние отпадает потребность в конструировании замысловатых (и не выдерживающих критики) сценариев перехода некоего объёма всюду одинакового твёрдого вещества земных недр в жидкое состояние при неизменной температуре в ходе «неожиданного» образования МК.

И природа возникновения МК становится простой и понятной: просто при одних и тех же давлениях и температуре различные вещества могут и находятся в разных агрегатных состояниях: одни вещества твёрдые (аморфные), другие жидкие. Жидкие вещества занимают сравнительно малые объёмы, что и обеспечивает распространение поперечных сейсмических волн через, в основном, твёрдые объёмы вещества мантии Земли. Но поскольку МК имеют всё же значительные объёмы, позволяющие природе создавать огромные вулканические постройки объёмом в тысячи кубических километров, МК могут обнаруживаться и наблюдаться сейсмическими методами (посредством сейсмической томографии) благодаря отличию механических свойств МК от свойств их окрестностей.

Элементарные локальные объёмы замкнутого глобального мантийного конвекционного потока по мере их продвижения в процессе конвекции с необходимостью деформируются на тех участках, где траектории различных точек этих объёмов не параллельны. Подвергаются деформации и магматические камеры, образовавшиеся, по геологическим меркам, сравнительно недавно вследствие повышения температуры по мере погружения подныривающей плиты на всё большие глубины. При этом из разных магматических камер выдавливаются жидкие магмы различного состава в виде извержений вулканов. Причём магматические камеры в моменты выдавливания их содержимого могут находиться на различных глубинах, которым соответствуют и различные температуры. Поэтому и наблюдается различие температуры лавы, извергаемой разными вулканами. Следует помнить, что температура продуктов извержения зависит и от других факторов. Она с необходимостью уменьшается по мере подъёма магмы с глубины МК до дневной поверхности. Температура магмы уменьшается из-за затрат на увеличение объёма магмы по мере уменьшения давления, из-за кондукционного отвода тепла через стенки магматического канала. Но больше всего температура магмы падает в результате дегазации исходной магмы по мере уменьшения давления в ходе её подъёма. Так что, если газонасыщенность исходной магмы (на уровне МК) велика, то извергается большое количество газов, а температура извергаемой лавы (обезгаженной магмы) низка, на грани затвердевания.

Сравнительно небольшие по объёму зоны магматических камер отличаются по свойствам от своих окрестностей на всей траектории мантийного конвекционного потока – поскольку их составы не успевают выровняться с окрестностями. Это различие составов (и агрегатных состояний при равной температуре) во время погружения плиты обеспечивает возможность землетрясений – быстрых деформаций погружающегося потока (плиты) до очень больших глубин – до 700 км [8]. Понятно, что магма уже не сможет пробиться к дневной поверхности Земли и излиться из вулкана в результате её выдавливания из магматических камер на больших глубинах. Именно поэтому нет вулканов в горах Тянь-Шаня, Памира, Гималаев – зоны высоких температур, в которых погружающиеся в составе мантийного потока легкоплавкие породы переходят в жидкое состояние, расположены там слишком глубоко.

Различие составов вещества в различных точках мантийного конвекционного потока сохраняется вплоть до восхождения к земной поверхности в зоне спрединга через сотни миллионов лет после погружения элементарных объёмов в зоне субдукции. Чем и обеспечивается вулканизм в зоне спрединга, поскольку там также происходят деформации восходящих объёмов разнородных пород при изменении направления движения с вертикального на горизонтальное.

Различие механических свойств различных участков земных недр наблюдается экспериментально геофизическими методами, а именно измерением скоростей распространения сейсмических волн разного типа и измерением отражённых волн. Понятно, что различие скоростей распространения волн обусловлено различием механических свойств среды (плотность, модуль упругости), которое, в свою очередь, обусловлено различием состава, давления, температуры среды в различных её точках. Что и даёт нам возможность говорить о разнородности недр от точки к точке. В условиях твёрдых недр (пропускающих поперечные волны, аморфных, с очень большой вязкостью) выравнивание состава может происходить только за счёт диффузии. А скорость диффузии даже при высоких температурах недр недостаточно велика для того, чтобы ко времени всплытия участка недр в зоне спрединга (восхождения конвекционного потока) через сотню миллионов лет после погружения этого участка химический состав веществ в разных точках полностью выровнялся. Поэтому и различаются составы лавы в различных вулканах не только в зоне субдукции, но и в зоне спрединга.

Движение магматических камер в составе мантийного конвекционного потока можно наглядно представить следующим образом: вообразим конвейерную ленту из толстого поролона, пропитанного водой (Рис 5). Температура вещества мантии приведена в скобках.

Лента конвейера при своём движении в точках изменения направления (на валиках) меняет изгиб. В месте деформации – изгиба поролоновой ленты из ячеек поролона (аналогов магматических камер) выдавливается вода, которая может появляться и на поверхности поролоновой ленты! Для более полной аналогии можно подмораживать верхний слой поролона, изображая совершенно твёрдую земную кору.

Заключение.

Видим, что предложенная в данной работе модель механизма вулканических извержений позволяет объяснить все основные черты вулканических явлений:

• огромные объёмы извергаемых вулканами пород,

• освобождение жерла вулкана от магмы в конце извержения.

• сейсмические явления, сопровождающие извержения,

• приуроченность вулканов к границам литосферных плит,

• различие типов вулканических извержений (различие составов и температур),

• цикличность извержений,

• жизненный цикл вулканов (их рождение, засыпание).

В то же время аргументов против предлагаемой модели пока не видно. Такое положение дел позволяет считать предложенную нами модель вполне адекватной природе вулканических извержений. Однако полную уверенность в правильности этой модели может дать только её всесторонняя критическая проверка. Как инструментальными наблюдениями за магматическими камерами, так и путём сопоставления вытекающих из модели следствий с результатами измерений самых разных параметров извержений (объёма, состава, температуры и других характеристик пород, извергаемых вулканами).

Источники.

1. Попов В.С. «Магматизм Земли». Опубликованно в Соросовском Образовательном Журнале, N1, 1995, cтр.74, http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1157819

2. Дрознин В.А. Основы механики извержения. http://www.kscnet.ru/ivs/publication/volc_day/2007/art31.pdf

3. Справочник по каменным материалам. Изверженные горные породы. http://www.tdus.ru/spravochnik/klassifikaciya/index1.php

4. Значение слова «Силл» в Большой Советской Энциклопедии

http://bse.sci— lib.com/article102102.html

5. Маауськин М.А. Дальневосточный Институт вулканологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский. Геодезические наблюдения на Камчатке для изучения геодинамики, сейсмических и вулканических процессов, прогнозирования землетрясений и извержений вулканов. http://www.kscnet.ru/ivs/publication/session/art18.html

6. Слезин Ю.Б. Природа и механизм резких изменений режима вулканических извержений. Опубликовано: Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. ИВГиГ ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 2001 г., УДК 551.21+552+550.34. http://geo.com.ru/db/msg.html?mid=1164998

7. Шумилов В.Н. «Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы.» Матеріали VI Міжнародної науковой конференції «Моніторінг небезпечніх геологічних процесів та екологічного стану середовища» 6-8 жовтня Київ – 2005.

Доступно по адресу: ( http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1174973 )

8. Причины и природа землетрясений. Проект Евгения Фёдорова. http://earthquake.h10.ru/g2.html

9. Короновский Н.В. Напряжённое состояние земной коры. Соросовский образовательный журнал, №1, 1997, стр. 50

(через http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/)

(http://ocean.phys.msu.ru/courses/geo/addon/1997%20%d0%9a%d0%be%d1%80%d0%be%d0%bd%d0%be%d0%b2%d1%81%d0%ba%d0%b8%d0%b9,%20%d0%9d%d0%b0%d0%bf%d1%80%d1%8f%d0%b6%d0%b5%d0%bd%d0%bd%d0%be%d0%b5%20%d1%81%d0%be%d1%81%d1%82%d0%be%d1%8f%d0%bd%d0%b8%d0%b5%20%d0%b7%d0%b5%d0%bc%d0%bd%d0%be%d0%b9%20%d0%ba%d0%be%d1%80%d1%8b.pdf)

Природа вулканов

УДК 551.24 + 550.34

Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования.

Прогнозирование землетрясений и спусковые силы.

Шумилов В.Н.

(начальный вариант в Астронет (http://www.astronet.ru/db/msg/1213453 ) от 20.04.2006,

на сервере ГФ МГУ(http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1174973 ) от 30.12.2005,

исправленный и дополненный)

Аннотация: Раскрывается природа сил, порождающих дрейф континентов (литосферных плит), землетрясения, горообразование, поднятие-опускание участков земной коры. Даются оценки параметров мантийных конвекционных потоков и напряжений в земной коре, порождаемых ими. Предлагается концепция и модель краткосрочного прогнозирования землетрясений. Предлагается легко реализуемая и экономически выгодная система оперативного оповещения об уже распространяющихся сейсмических волнах и волнах цунами от только что произошедшего землетрясения.

Main quake and continent drift driving forces and mounting generation (orogeny).

Quake forecasting and trigger forces.

V. Shumilov

Abstract: Discovered is the nature of forces that generate continent’s (lithosphere slabs’) drift, quakes, mounting generation (orogeny), the earth’s crust uplifting / subsidence. Mantle convection flows and earth's crust tensions, generated by them, are estimated. The short-term quake forecasting conception and model are suggested. The notification system for coming seismic and tsunami waves that have generated by just having place quake is proposed. The system is profitable and can be easily put into practice.

До сих пор нет ясного понимания и приемлемой теории таких явлений, как дрейф континентов (литосферных плит), землетрясения, горообразование, подъем-опускание земной поверхности, извержение вулканов. Хотя во многих работах достаточно подробно освещены те или иные стороны этих процессов, но цельной схемы, позволяющей с единой позиции согласованно, непротиворечиво объяснить движущие силы и механизмы этих процессов, нет. Поэтому и не решена до сих пор проблема прогнозирования землетрясений, становящаяся все более актуальной в связи с ростом народонаселения.

В настоящей работе выявляются эти силы и механизмы. Основываясь на имеющихся результатах измерений показано, что существующий поток тепла из земных недр через земную кору (с низкой концентрацией источников тепла) при сохранении аморфной твёрдости мантии Земли, пропускающей поперечные сейсмические волны, может быть обеспечен только конвективными потоками в очень вязкой мантии. Сделана оценка параметров мантийных потоков и сил, с которыми они действуют на земную кору.

Эти большие, но очень медленно меняющиеся силы вполне достаточны для горообразования с землетрясениями в результате выдавливания земной коры в виде горных хребтов на границе плит, сжимаемых силами вязкого трения со стороны мантийных конвекционных потоков. Показано, что именно сравнительно малые, но быстро меняющиеся спусковые силы (приливы и атмосферное давление) определяют момент прихода землетрясения. Поэтому знание текущих напряжений земной коры, пределов прочности недр и учет расписания приливов и прогноза погоды делает возможным прогнозирование землетрясений. Предложен вариант создания простой, надежной и эффективной, без ложных срабатываний, системы обнаружения волн цунами в океане и сейсмических волн на поверхности суши от только что произошедших землетрясений и намечены пути создания системы прогнозирования землетрясений.

Движущие силы.

Первопричиной таких явлений, как землетрясения, дрейф континентов, горообразование, извержения вулканов, в конце концов, является тепло земных недр. Видится несколько основных механизмов превращения этого тепла в механическую энергию, преобразующую земную поверхность:

А) за счет уменьшения радиуса и площади поверхности планеты в ходе и вследствие миллиардолетнего уменьшения средней температуры недр Земли.

Б) изменение плавучести земной коры, более легкой и тугоплавкой, чем мантия, при изменении со временем средней толщины коры. И сверху из-за процессов денудации, и снизу из-за взаимодействия с мантийными потоками. А также при различном изменении толщины соседствующих участков коры (по тем же причинам).

В) увлечение твердой, плавающей на земной мантии коры вязкими мантийными конвекционными потоками вызывает дрейф континентов и горообразование.

Здесь перечислены только главные (по нашему мнению) механизмы возникновения движущих сил тектонических процессов. Другие силы или намного меньше, или возникают вследствие действия уже перечисленных сил в различных условиях, и не могут быть затронуты в рамках короткой работы.

А) Средняя температура недр нашей планеты за счет отвода внутреннего тепла через земную поверхность в космос (с геотермическим градиентом порядка 30°С/км) медленно, но неуклонно снижается независимо от природы тепла внутренних областей Земли, будь это остаточное тепло давних процессов, или тепло, генерируемое и сегодня радиационными распадами. Например, генерация тепла за счет распада урана U₂₃₅ снижается вдвое каждые 0.7 млрд. лет (период полураспада U₂₃₅). Падение средней температуры недр нашей планеты, скажем, на 100°С, приводит к сокращению линейных размеров (диаметра), объема и площади поверхности планеты. Площадь поверхности жесткой «несжимаемой» земной коры при указанном уменьшении температуры недр вынуждена уменьшиться примерно на 1 млн. км², хотя объем вещества коры остается почти неизменным поскольку температура поверхности планеты (земной коры) практически не изменилась при уменьшении температуры недр. Поэтому «лишняя» часть вещества оставшейся неизменной по объему коры (вынужденной уменьшить свою поверхность – она не может висеть в воздухе над слегка уменьшившейся планетой) выдавливается в виде гор общим объемом порядка первых млн. км³ за всё время остывания недр Земли на 100°С ([1], стр. 232) в процессе, казалось бы, ничтожного уменьшения размеров планеты при линейном коэффициенте температурного расширения вещества недр Земли принятом равным ? = 0.00001*(1/1°С), как у базальта [2,3].

Отметим, что объем гор, образующихся вследствие уменьшения размеров Земли (первые миллионы кубических километров из-за уменьшения средней температуры недр), очень мал по сравнению со скоростями эрозионных процессов (порядка 5-10 км³ в год [4]) и с возможностями двух других механизмов, описываемых ниже. Поэтому уменьшение температуры земных недр не может быть основной причиной горообразования.

Б) Судя по малой концентрации теплогенерирующих радиоактивных веществ в земной коре (концентрация известна из измерений [5, 6]) и по инструментально найденной неизменности темпа роста температуры по мере углубления в твердую кору [7], температура в твёрдой земной коре с глубиной растет так быстро, что при отводе тепла из недр только за счёт кондуктивной теплопроводности из-за высокой температуры ниже поверхности Мохо вещество должно было бы находиться уже не в твердом (кристаллическом), а в совершенно жидком состоянии [1], если бы не действовал более эффективный механизм отвода тепла. Распространение через земные недра поперечных сейсмических волн однозначно указывает на «твёрдость» земных недр. Такое распространение поперечных волн вполне возможно в аморфной, очень вязкой среде, подобной битуму, который может очень медленно течь и, в то же время, проявлять себя хрупким при ударах. Но это только аналогия. Кроме того, геология даёт и прямые примеры текучести горных пород при высоких давлениях и температурах. Образцы смятых словно пластилин горных пластов представлены в каждом геологическом музее. Причём вязкость недр намного больше вязкости битума. Выше поверхности М глубинное тепло передается за счет кондуктивной теплопроводности твердой среды с присущим ей сравнительно большим тепловым сопротивлением и термоградиентом, а ниже (из центральных областей Земли к поверхности М) – более эффективным путем переноса тепла конвекционными потоками в вязком, аморфном веществе земной мантии (пусть даже в очень вязком, малоподвижном). Поэтому на поверхности М и возможен переход вещества из жидкого, очень вязкого, аморфного состояния, в твердое путём кристаллизации более легких и тугоплавких составляющих мантии на нижней поверхности коры. Вследствие этой кристаллизации увеличивается плавучесть коры. Скорость подъема дневной поверхности за счет этого по оценкам [1] может достигать долей и единиц миллиметров в год для коры толщиной порядка 30 – 50 км (для более тонкой коры скорость подъема может быть выше). Скорость подъема дневной (верхней) поверхности коры, плавающей в мантии, равна скорости увеличения толщины коры, умноженной на отношение разности плотностей вещества мантии и коры и плотности вещества мантии (d_мант – d_коры ) / d_мант . Максимальная скорость изменения толщины коры за счёт кристаллизации вещества мантии на нижней поверхности коры может быть вычислена, исходя из знания теплового потока через кору и теплоты кристаллизации для случая, когда снизу к коре тепло совершенно не подводится, так что наверх через кору отводится только тепло кристаллизации [1]. На самом же деле, скорость подъема коры много ниже, поскольку скорость кристаллизации далека от максимальной – наверх проводится не только тепло кристаллизации, но и тепло, поступающее к нижней поверхности коры из земных глубин. Несколько выше может быть скорость погружения – утончения коры за счёт процессов денудации коры под действием атмосферных факторов.

При неравномерном подъеме — опускании разных участков коры в ней возникают огромные напряжения изгиба и вертикального сдвига, разряжающиеся в моменты превышения предела прочности пород коры (с землетрясениями [1]). Подъем-опускание коры за счет изменения ее толщины обеспечивает также медленное увеличение-уменьшение ее высоты над уровнем моря за большие промежутки времени, а также восстановление некоторой части объема материковой коры, которого она лишается в процессе эрозии.

Миллиарды лет назад на нижней поверхности более тонкой тогда коры (поток глубинного тепла и, соответственно, геотермический градиент были намного больше) кристаллизовались наиболее тугоплавкие и легкие составляющие тогдашней мантии, в результате чего образовалась гранитная кора (нынешние материки). При этом за счет вымывания из состава мантии более легких составляющих ее состав слегка изменился. Так что в последующее время на нижней поверхности коры из мантии – магмы кристаллизовались уже не граниты, а более тяжелые базальты медленно изменяющегося состава (в зависимости от времени и места их образования).

В) Можем вычислить некоторые параметры мантийных конвекционных потоков, которые только и могут обеспечить перенос наблюдаемого количества тепла из центральных областей Земли к нижней поверхности земной коры, в частности, величину силы вязкого трения, с которой конвекционный мантийный поток увлекает ( тянет ) плавающую на его поверхности кору и заставляет ее медленно перемещаться вместе с ним – дрейфовать. Для этого нам придется принять некоторую модель потока.

Понятно, что свободная поверхность текучей (с низкой вязкостью) жидкости в поле силы тяжести, например, воды в океане, практически горизонтальна – иначе жидкость сразу же стечет сверху вниз, и поверхность станет горизонтальной. Поверхность воды в океане является эквипотенциальной (потенциал гравитационного поля на ней всюду одинаков) и образует геоид. Точно также становится горизонтальной и поверхность вязкой жидкости, долгое время остающейся только под действием силы тяжести, без других воздействий.

Если на всей поверхности этой жидкости плавает слой более легкого вещества, то, в соответствии с законом Архимеда, горизонтальным будет приведенный уровень поверхности L_p = L_m + H_k * (d_k / d_m), соответствующий уровню свободной поверхности однородной жидкости с плотностью d_m. В рассматриваемом нами случае на поверхности мантии плавает более легкая твердая земная кора с толщей воды над ее океанической частью. Поэтому для каждой локальной области земной поверхности мы вычислим высоту приведенного уровня мантийного вещества, совпадающую, в среднем, с высотой свободной поверхности мантии (которую она имела бы при отсутствии плавающих на ней слоёв):

L_p = L_m + H_k * (d_k / d_m) + H_океана * (d_воды / d_m).

Здесь

L_p — высота приведенного уровня,

L_m – высота уровня мант. вещества, d_m – плотность мантии (3.3 г/см³ ),

H_k – толщина коры, d_k – плотность коры (2.8 г/см³ ),

H_океана – глубина океана, d_воды – плотность воды (1.0 г/см³ ).

При этом возможны локальные отклонения уровня из-за прочности коры.

Вычисляя приведенные уровни для многих географических точек, мы сразу же увидим, что поверхность приведенного уровня совсем не горизонтальна, как должно было бы быть для текучей жидкости – так для нас проявится форма свободной поверхности вязкой жидкости. В форме поверхности, в свою очередь, проявятся расположение и интенсивность конвекционных потоков в очень вязкой мантии под приведенной поверхностью, которые постоянно, непрерывно нарушают равновесие.

Действительно, глубина океана в окрестностях срединно-океанических хребтов (поднятий) составляет порядка 2 ? 3 км. Толщина коры здесь, по данным разных авторов, составляет не более 5 км (скорее, меньше). Так что высота приведенного уровня магмы в области срединно – океанических хребтов составляет порядка – 2150 м (для 2 км) и – 2850 м (для 3 км). По мере удаления от СОХ глубина океана монотонно нарастает (при малой толщине океанической коры).

Высота приведенного уровня в зоне Марианской впадины равна –8424 м (полагаем толщину коры здесь 5 км).

Толщина коры под Гималаями по разным данным составляет 70 – 90 км. Примем, что средняя высота земной поверхности над уровнем моря здесь составляет порядка +4 км. Тогда высота приведенного уровня мантийного вещества для района Гималайских гор составляет от –6.6 км до –9.64 км для принятых значений плотностей коры и мантии. Конечно, действительные плотности и толщины различных слоёв могут отличаться от принятых нами, но уточнение их значений не изменит сути наших выводов, а только уточнит рельеф приведенного уровня и изменит итоговые цифры.

Чем обусловлено такое отличие поверхности приведенного уровня от горизонтальной? Оно возникает из-за течения очень вязкой жидкости – мантии. Ее приведенная поверхность просто не успевает стать равновесной горизонтальной, поскольку равновесие непрерывно нарушается за счет подъема из глубин более горячего и потому более легкого вещества. Стремясь к равновесию, вязкое мантийное вещество очень медленно растекается, течет под земной корой от возвышенностей приведённого уровня к низинам, от места подъема мантийного вещества из глубин к месту его опускания обратно в глубины, и остывает по ходу движения под корой за счет ее кондуктивной теплопроводности. Так и устанавливается в мантии самосогласованный квазистационарный конвекционный поток. Причем разность высот приведенной поверхности над восходящей и нисходящей частями потока и является движущей силой верхней части конвекционного потока в вязкой мантийной жидкости. Если бы мантийная жидкость имела свободную поверхность, эта поверхность совпадала бы с вычисленной нами приведенной поверхностью, и выглядела бы она как совокупность поднятий над восходящими потоками и впадин над нисходящими.

Рис 1. Рельеф приведённого уровня

При этом поднятия поверхности приведенного уровня будут иметь горизонтальные, почти плоские вершины, поскольку на вершине восходящего потока и температура выше, и давление меньше (вязкость мантийного вещества зависит от температуры и давления). Поэтому вязкость мантийного вещества здесь меньше, и поверхность приведенного уровня практически горизонтальна на сравнительно большом участке (почти как у воды). А в зоне погружения вязкость мантийного вещества намного выше – там и температура ниже, и давление выше. Поэтому в зоне погружения вязкость мантийного вещества может быть так велика, что оно в ходе своего погружения в составе потока не будет успевать плавно принимать равновесную форму, в результате чего в зоне нисходящего мантийного конвекционного потока возможны глубинные землетрясения, выравнивающие напряжения во всех направлениях, с быстрым разрушением (изменением формы) слишком твердой, хрупкой жидкости, не успевающей в ходе погружения принимать равновесную форму.

Мантийные конвекционные потоки самосогласованны и потому устойчивы и по конфигурации и по скоростям в масштабах миллионов и миллиардов лет. Для изменения их конфигурации необходимо, чтобы изменилась геометрия препятствий и размещения источников и стоков тепла. Если скорость потока слишком мала, тепло не успевает отводиться, вещество перегревается, расширяется, увеличивается перепад высот, увеличивается скорость движения и теплопереноса. Если же скорость слишком велика, температура выравнивается, уменьшается перепад высот, поток замедляется.

Сравнивая полученные высоты приведенного уровня (или даже просто глубины океана по карте), видим, что самую большую высоту приведенная поверхность имеет в окрестностях срединно-океанических поднятий, где велик поток глубинного тепла. То есть, здесь поднимается чуть более горячий восходящий поток мантийного вещества. Отсюда и начинается движение образующейся здесь из вязкой аморфной (жидкой) мантии твердой кристаллической коры (и пока еще очень тонкой в этом месте) в обе стороны от линии спрединга. Прямые геодезические измерения и палеомагнитные исследования также показывают, что океаническая кора именно из зоны спрединга начинает свой жизненный цикл. А самые низкие высоты приведенной поверхности мы обнаруживаем в зонах схождения литосферных плит (в зонах глубочайших впадин и высочайших гор). Понятно, что достаточная прочность огромных участков коры может вносить свои коррективы.

Поверхность приведенного уровня коррелирует с формой геоида – километрам отклонений приведенного уровня от среднего соответствуют десятки метров отклонения геоида (уровня моря) от поверхности эллипсоида. Это хорошо видно при сопоставлении карт движения литосферных плит, изолиний геоида и океанических глубин. Желательно добавить карту толщины коры. Корреляция обусловлена тем, что в зоне восходящего потока равный по высоте столб более горячего мантийного вещества имеет меньшую плотность, чем такой же столб менее горячего вещества в зоне нисходящего потока. Поэтому поверхность одинакового гравитационного потенциала (геоида) в зоне чуть более горячих и потому чуть более лёгких пород восходящего потока расположена несколько выше, чем в зоне более холодного и более тяжёлого нисходящего потока.

Мы можем оценить некоторые параметры мантийных конвекционных потоков. Вертикальные столбы мантийного вещества под приведенными поверхностями в зоне восходящего и нисходящего потоков от поверхности до низа слоя конвекции имеют приблизительно равные веса при несколько различающейся плотности из-за различия их температуры. Хотя, на самом деле, столб вещества в восходящем потоке несколько легче, потому он и поднимается. А по толщине слоя конвекции H (2 800 00 м) и по разности высот приведённого уровня ?H (7500 м) можно оценить разность температур ?T в восходящей и нисходящей частях потока, задавшись принятым ранее значением коэффициента температурного расширения. Учитываем при этом, что высота одинаково весящих столбов вещества единичного сечения обратно пропорциональна плотности D=M/V, а коэффициент объёмного температурного расширения ? в три раза больше больше коэффициента линейного расширения ?. Так что по разности высот приведённого уровня мы можем сразу же вычислить разность температур в восходящем и нисходящем потоках.

?T = ?H / (H*?) = 7500м / (2 800 000м * 0.00003/1°С) = 90°С.

Здесь

H = 2 800 000 м – толщина конвекционного слоя,

? = 3? = 0.00003/1°С – объёмный коэффициент температурного расширения [8].

Исходя из величины теплового потока (Q = 800 ? 8000 ккал/(год*м² ) в разных источниках), теплоемкости мантийного вещества (для базальта С_q = 660 ккал/( кубич.метр * градус С) = 0.82 Кдж./(кг*°С) [9]) и только что вычисленной разности температур (90°С) в восходящей и нисходящей частях потока, можно вычислить скорость V мантийного конвекционного потока, доставляющего тепло из глубин к коре (которое и наблюдается как поток глубинного тепла через поверхность коры).

Q = (С_q * ?Т) * V ;

V = Q / (?Т * С_q ) = 800 ? 8000 (ккал/(год * м² ))/(90°С * 660 ккал/(кубич.метр * °С)) = 15 ? 150 мм/год.

Но, на самом деле, конвекционный поток поднимается не по всему объёму Земли.

Приняв, что всё горизонтальное сечение конвекционного потока на 1/3 восходящее, на 1/3 нисходящее, на 1/3 неподвижное, получим скорость потока от 45 мм/год до 450 мм/год, что приблизительно совпадает со скоростью смещения литосферных плит в ходе спрединга. Для более точного определения скорости конвекционного мантийного потока нужно уточнить исходные параметры и геометрическую конфигурацию этого потока. Если бы относительное сечение восходящего потока было меньше 1/3, то, соответственно, для обеспечения существующего теплового потока необходима была бы бОльшая скорость или бОльшая разность температур в восходящей и нисходящей частях потоков.

Отметим, что из разности высот приведённых уровней в окрестностях восходящей и нисходящей ветвей мантийного конвекционного потока, знания потока глубинного тепла и теплоёмкости мантийных пород мы получили удовлетворительное соответствие вычисленной скорости мантийного потока и наблюдаемой (измеренной) скорости дрейфа литосферных плит. Видим при этом, что измеренная скорость дрейфа литосферных плит несколько меньше вычисленной скорости конвекционного потока под ними. Но так и должно быть! Ведь на границах плит наблюдается огромное напряжение сжатия, порождаемое силами вязкого трения мантийного потока о нижнюю поверхность коры. А для возникновения сил вязкого трения необходимо, чтобы поток двигался относительно увлекаемой им коры. Так что скорость потока должна быть больше скорости плит, что и проявляется при сравнении вычисленной скорости потока и измеренной скорости плит. Такое соответствие результатов свидетельствует о правильности нашего подхода к объяснению механизма и определению параметров мантийного конвекционного потока.

Отметим также, что, с одной стороны, восходящий поток выносит тепло из центра Земли к поверхности. С другой стороны, нисходящий поток переносит сравнительно холодное вещество от нижней поверхности коры к центру Земли. Образно можно сказать, что к центру Земли доставляется «холод». С целью более наглядного раскрытия механизма работы мантийных конвекционных потоков и вязкого увлечения ими литосферных плит (приводящего к их дрейфу) мы оставляем за рамками рассмотрения взаимно компенсирующееся адиабатическое понижение-повышение температуры при понижении-повышении давления в восходящих – нисходящих частях этих потоков в зависимости от глубины и другие детали процессов, принимая во внимание пока лишь самое главное. Рассмотрим сейчас влияние на движение литосферных плит именно того обстоятельства, что мантийные потоки увлекают, тянут их. Если бы плиты свободно соскальзывали по наклонной приведенной поверхности опережающими темпами (по сравнению с потоком), то они достаточно быстро заполнили бы и совсем ликвидировали впадину на этой приведенной поверхности. Но соскальзывать по поверхности, разделяющей «твёрдую» кору и увлекающий её пластичный конвекционный поток, преодолевая силы вязкого трения (или совместно с ними) в сторону уменьшения высоты кора, в принципе, может, что и будет рассмотрено несколько позже.

Силу вязкого трения, действующую со стороны движущегося вязкого мантийного вещества на участок твердой коры шириной ?W = 1м, расположенный на наклонной и нижней частях поверхности приведенного уровня (усилие не только создаётся вязким трением, но и передается по твердой коре от более высоко расположенных участков ко всем нижележащим), можно легко подсчитать, опираясь только на школьную механику и геометрию приведенной поверхности. А не на неизвестное значение вязкости вещества мантии при существующих там условиях. Это возможно, поскольку в форме приведенной поверхности и проявляются вязкие свойства движущегося мантийного вещества. Причем может оказаться, что величина вязкости подкорового мантийного вещества на разных глубинах и в различных частях конвекционного потока различна (вязкость зависит от температуры и давления, т.е., глубины расположения поверхности раздела М). О вязкости магмы под корой можно будет судить по форме поверхности приведенного уровня. Эти уточнения можно будет сделать после более точного определения формы поверхности:

Рис 2. Реакция на силу трения вязкого потока

Рассмотрим рисунок, на котором изображен профиль наклонной части приведенной поверхности мантийного конвекционного потока. Здесь воздействие воображаемого тяжелого верхнего треугольника (с плотностью d, как у мантии) компенсирует вертикальную и горизонтальную составляющие силы, действующей на кору со стороны нижележащего мантийного вещества. На самом же деле, горизонтальная составляющая (с которой кора увлекается движущейся магмой) компенсируется не действием воображаемого треугольника, а реакцией жесткой коры справа. Просто эта реакция коры эквивалентна воздействию воображаемого тяжёлого треугольника, а его легко подсчитать. В результате увлечения коры вязким потоком в большей части жесткой коры (почти повсеместно, за исключением вершины купола и других особенных точек, скажем в окрестностях разрыва или щели в коре) возникает напряжение сжатия, которое можно легко подсчитать.

F = ? g * d * ?W * (?H)²

Правильность этого выражения подтверждается уже тем, что точно такое же выражение мы имеем для силы гидростатического давления, действующей на боковую стенку прямоугольного сосуда, наполненного жидкостью до высоты ?H.

В соответствии с полученным выражением для горизонтального сжатия в зоне нисходящего потока (под Гималаями или в их окрестностях, считая линию сжатия на поверхности земной коры параллельной линии спрединга) имеем:

F = ?*9.8 (м/сек²)*3300 (кг/м³)*1м*(7 500 м)² = 91 * 10¹⁰ н.

Эта горизонтальная сила приложена перпендикулярно к вертикальной полосе, секущей твердую кору сверху донизу. Тогда на каждый 1м² сечения коры (толщиной 90 км) в среднем приходится сила около 1*10⁷ н или 100кгС/см². Это примерно 1/20 предела прочности монолитного гранита в наилучших условиях (200 МПА для одноосевого сжатия при обычной температуре). Но это в среднем. На практике же, и прочность пород из-за дефектов меньше даже при низкой температуре (в верхних слоях коры), и эффективная толщина коры меньше, и перепад высот приведенных уровней может быть больше. Кроме того, большая часть сечения коры имеет высокую температуру, отчего ее прочность существенно уменьшается. Кроме того, приведённый уровень может быть намного ниже, если плотность литосферы под границей Мохо под высокими горами ближе к граниту, чем к базальту Так что эффективные напряжения одноосевого (в направлении от восходящего потока к нисходящему) сжатия в твердой коре над нисходящими частями вязкого конвекционного потока могут быть вполне достаточны для превышения предела прочности пород, составляющих кору, и выдавливания в этих зонах из коры гор (с землетрясениями, то есть, с сотрясением окрестностей зон, в которых происходит деформация,).

Если напряжения сжатия недостаточны для преодоления предела прочности, то пластические деформации не происходят, просто кора несколько напряжена – упруго деформирована. Если же сжатие так велико, что превышается предел прочности, то в результате очередного землетрясения (быстрой пластической, хрупкой деформации со смещением и с излучением энергии сжатия огромных объёмов пород в виде волн сжатия-разрежения) с очагом землетрясения в некоторой области вдоль поверхности (слоя) деформации, напряжение сжатия разряжается. Тогда как в прилегающих областях, вокруг края поверхности (слоя) наибольшей деформации (можно сказать, на продолжении этой поверхности) напряжение сжатия скачком возрастает из-за некоторого смещения коры как целого, в результате чего имеет место такое явление, как форшоки и афтершоки. Аналогичная картина изменения упругой деформации наблюдается не только при сжатии соседних плит коры, но и при их относительном сдвиге по касательной.

Средний темп генерации гор на всей Земле за счет их выдавливания из зоны сжатия составляет:

?V = длина растущих гор (=60000км) * выдавливаемая вверх часть толщины коры (=1/6Н=5км) * скорость сближения плит (=2см/год)

?V = 6 кубических километров в год на всей Земле.

Отметим, что вычисленный, оценочный объём практически совпадает с количеством пород, выносимых за год реками в океан. Это не случайность, а баланс, компенсация. Это равенство обеспечивает круговорот горных пород. Сколько вещества выдавливается тектоническими процессами на поверхность земной коры, приблизительно столько же с неё и смывается атмосферными явлениями. Иначе за сотни миллион лет или вся суша (площадью 170 млн квадратных километров) была бы многократно смыта в море, или выросли бы гор до небес, чего не может быть; мы этого и не наблюдаем. Но этот вопрос требует отдельного рассмотрения.

Рис 3.Выдавливание гор на границе плит.

Причем поперечное сечение выдавливаемого горного хребта (S=?*B*h) увеличивается, в среднем, с постоянной скоростью (для Гималаев S = (1/6Н=15км) *=2см/год) = 300 м² в год). Отсюда следует вывод, что высота гор h (при прочих равных условиях) меняется гораздо быстрее у низких гор (когда ширина основания горного хребта B мала) [10]. Если для Гималаев мы примем ширину зоны горного хребта, испытывающего поднятие в настоящее время, равной 60 км, то получим скорость роста высоты гор в этой поднимающейся зоне порядка 1 см/год, или 1 метр за 100 лет (без учета их разрушения). Отметим также, что, имея данные о скорости сближения плит, о скорости увеличения высоты гор, зная толщину коры и сечение горного хребта, легко увидеть, какая часть толщины коры выдавливается в виде гор вверх (действительно ли 1/6?), а какая – в виде корней гор вниз в ходе сближения плит.

Высота гор растет до предела, обусловленного предельной прочностью пород (R = 200 МПА для одноосевого сжатия гранита и базальта без дефектов при нормальных условиях), прочностью пород коры с дефектами в окрестностях растущего горного хребта и силой тяжести g на планете. При превышении предела прорчности начинает выдавливаться новый горный хребет, почти параллельный предыдущему – генерируется целая горная провинция. По этой причине высота гор на Земле (h) ни при каких условиях не может быть больше 14.8 км = 2 * 7.4 км (200 МПА > ? (g * d * h) = ? (9.8*2800*7400)). Коэффициент 2 появляется из-за того, что горы не параллелепипеды, а, скорее, лежащие на боковой грани треугольные призмы с сечением S=?*B*h. Поскольку реально высота гор от подножия до вершины (а не над уровнем моря) не превышают 5 км, мы должны сделать вывод, что эффективная прочность пород коры, по крайней мере, втрое меньше взятой из справочника (для бездефектного образца).

То есть, из-за различных дефектов в теле гор, а также из-за дополнительного сопротивления (сверх преодолеваемого литостатического давления выдавливаемых гор) при их выдавливании из коры, а также из-за превышения предела прочности коры в окрестностях генерируемых гор, горы на Земле никогда не достигают максимально возможной высоты (соответствующей прочности пород). Даже под водой, где часть давления горы компенсируется давлением воды. Кстати, по этой причине подводные горы могут иметь несколько большую крутизну и высоту, чем горы на суше. Еще большую высоту могут иметь горы на небесных телах с меньшей, чем на Земле, силой тяжести. Так, конусообразная (а не призматическая!) гора Олимп на Марсе имеет высоту порядка 24 км.

Отметим, что при выдавливании из материковой коры гор площадь самой материковой плиты (того образования, которое мы сегодня видим как материковую плиту) со временем слегка уменьшается. Это замечание позволяет точнее увидеть баланс площадей материков и океанов в относительно близком геологическом прошлом.

В далеком же прошлом потоки глубинного тепла были в K раз больше нынешних, конвекционные потоки были интенсивнее, а кора была в K раз тоньше [2]. Поскольку непосредственно под тонкой корой и давление было меньше, и температура выше, мантия непосредственно под корой в то время была менее вязкой. Менее вязкая магма увлекала кору с меньшей силой. И перепады высот приведённого уровня были меньше. Поэтому в зонах нисходящих мантийных потоков в те времена не развивались такие огромные усилия, как в настоящее время, т.е., вязкое увлечение коры мантийными конвекционными потоками в те времена было недостаточно сильным для интенсивного горообразования в этих зонах (для пластической деформации коры). Кора над нисходящими потоками при относительно малом давлении под ней и тогда была достаточно толстой, чтобы выдержать относительно слабое сжатие. Над нисходящими потоками температура уже слегка остывшего мантийного потока была минимальной, поэтому наиболее тугоплавкие вещества из состава мантии кристаллизовались здесь на нижней поверхности коры более интенсивно, чем в зоне восходящего потока. Равновесие наступало из-за уменьшения отвода тепла (в том числе, тепла кристаллизации) через более толстую кору (скажем, для теплового потока, большего, чем сегодняшний, в 10 раз, толщина коры составляла около 5 км). В итоге приходим к выводу, что во времена более интенсивных потоков тепла из глубин планеты интенсивность тектонических процессов, как это ни странно, была намного ниже нынешней из-за гораздо меньшей вязкости мантийного вещества непосредственно под тонкой корой.

Прямую аналогию, подтверждающую наши выводы, мы видим в Северном ледовитом океане. Площадь здешних льдов сравнима с площадями литосферных плит, скорости течений, увлекающих льды, намного больше скоростей древних мантийных потоков. Но вязкость воды меньше вязкости жидкой магмы под тонкой древней корой (и высокотемпературной магмы из нынешних вулканов), и на много порядков меньше вязкости нынешней мантии. Поэтому и не наблюдаем мы в Северном Ледовитом океане ледяные горы многокилометровой высоты, но зато наблюдаем торосы высотой в несколько метров, для образования которых только и хватило сил сжатия в ледовых полях, увлекаемых водными и воздушными течениями (к тому же, часто торосы образуются лишь после того, как ледяные поля разгоняются при закрытии трещины на открытой воде), хотя толщина и прочность льдов в тысячи раз меньше толщины и прочности коры.

Прогнозирование землетрясений.

Поскольку пластическая (хрупкая) деформация коры (землетрясение) происходит в момент превышения предела прочности пород коры результирующей (суммарной) силой, то, в принципе, возможен прогноз времени землетрясения – времени превышения этого предела. Для вычисления прогноза землетрясения необходимо знать:

а) текущие напряжения,

б) текущий предел прочности,

в) прогноз изменения напряжений,

г) прогноз изменения прочности.

Воздействие медленно меняющихся главных движущих сил, создающих подавляющую часть (почти 100%) механического напряжения, может быть достаточно легко учтено (хотя бы путем экстраполяции). А вот воздействие намного меньших, но гораздо быстрее меняющихся по величине спусковых сил должно учитываться отдельно. Именно быстро меняющиеся спусковые силы (главные из них – силы атмосферного давления и приливные силы в зависимости от фазы Луны) определяют приход землетрясения с точностью до лет, дней, часов и минут. Тогда как гораздо большие, но медленно меняющиеся главные движущие силы определяют время прихода землетрясения с эпицентром в заданном месте с точностью до столетий и тысячелетий.

Для сильных землетрясений промежуток времени между двумя землетрясениями с эпицентром в одном и том же месте составляет сотни и тысячи лет. За это время механическое напряжение в коре вследствие действия главных сил монотонно вырастает от остаточного напряжения, остающегося от предыдущей разрядки – землетрясения, практически до предела прочности. За это время приливные (и другие) силы успевают измениться от ежедневного минимума до максимума сотни тысяч раз. И хотя амплитуда их изменения в сотни раз меньше амплитуды главных сил, абсолютные скорости их изменения в тысячи раз больше скоростей нарастания главных сил. Поэтому именно быстро меняющаяся добавка к главным силам (сумма спусковых сил) успевает дать последний толчок, приводящий к превышению предела прочности. И, тем самым, задать точное время прихода землетрясения.

Приливные силы изменяются от минимума до максимума дважды в сутки (с полным циклом изменения амплитуды в ? месяца). Но, вопреки распространенному мнению, они являются не единственной спусковой силой. Более того, они не являются даже главной спусковой силой (особенно в высоких широтах, где приливы малы). Об этом говорит статистика сопоставления фаз Луны и моментов прихода землетрясений.

На секторы новолуния и полнолуния (когда приливы максимальны) приходится в разных выборках 56% ? 65% землетрясений, тогда как на секторы первой и третьей четверти Луны (равные по длительности новолунию и полнолунию) приходится, соответственно, 44% ? 35% [2]. Эти цифры (65% для катастрофических землетрясений) говорят о несомненной корреляции времени землетрясения и фазы Луны. Но из этих же цифр видно также, что существуют и другие, не менее действенные спусковые силы.

По нашему мнению, главной спусковой силой является быстро меняющаяся сила атмосферного давления. Действительно, вполне возможное изменение атмосферного давления на 3% (23 мм р. ст.) по своему воздействию на земную кору эквивалентно появлению или исчезновению на огромном участке земной поверхности слоя воды толщиной в 30 см, или гранитного слоя толщиной в 10 см. И такие изменения происходят за единицы часов! Тогда как изменение главных сил на такую же величину происходит за сотни лет (100 мм = сотни лет * 1 мм/год, [2]). Поэтому в краткосрочном прогнозе землетрясений, кроме знания текущих напряжений и предела прочности, решающую роль должен играть прогноз погоды в части распределения атмосферного давления по земной поверхности вместе с учетом фазы лунных и солнечных приливов. Понятно, что повышенное атмосферное давление над участком коры, который опустится в результате землетрясения вниз, и пониженное над поднимающимся участком будет способствовать приходу землетрясения. Точно так же землетрясение может быть спровоцировано добавочной горизонтальной силой трения воздушных потоков – ветров в нужных направлениях. Именно воздействием атмосферных явлений может быть объяснена наблюдаемая корреляция частоты землетрясений и активности Солнца – активизация Солнца вызывает активизацию атмосферных явлений на Земле (увеличение амплитуды перепадов давления), которые и провоцируют большее количество землетрясений.

Но для окончательного доказательства действенности сил атмосферного давления необходимо провести детальный анализ решений больших землетрясений и глобальных синоптических карт на моменты этих землетрясений. А также синоптических карт на моменты начал извержений различных вулканов (поскольку извержение вулкана является частным, довольно редким, случаем плавного, медленно протекающего землетрясения – пластической деформации земной коры с выдавливанием магмы из замкнутого объема магматического очага).

Отметим, что для частых, малых по величине землетрясений, происходящих в очень тонкой коре в зоне спрединга, будет другая статистика зависимости моментов землетрясений от фаз Луны и перепадов атмосферного давления. Это обусловлено тем, что здесь скорости изменения величин главных движущих сил сравнимы со скоростями изменения приливных сил и сил атмосферного давления. Действительно, в зонах спрединга (общей длиной в 60 000 км) происходит до 100 000 мелких землетрясений в год [11], или порядка 170 землетрясений в год на 100 км линии спрединга, или 6.5 землетрясений на таком отрезке за время цикла приливных сил (? месяца).

Для построения системы прогнозирования разрушительных землетрясений необходимо задаться какой-то моделью процесса подготовки и начала землетрясения. Наглядная механическая модель землетрясения (которая легко превращается в расчетную математическую) может быть представлена следующим образом:

Пусть на шероховатом столе лежит брусок (книга), имеющий массу M и давящий на поверхность стола с силой своего веса P = M • g. На него через длинную пружину с малым коэффициентом жесткости k (динамометр, или просто длинную тонкую резинку) действует крюк лебёдки (твёрдая рука!), движущийся с постоянной, причём очень малой скоростью.

При этом (учитывая, что сила трения покоя бруска по поверхности стола (=P • kr) гораздо выше силы трения скольжения (=P • ks)) мы будем наблюдать картину, которую можно отобразить в следующем рисунке:

Рис 4. Модель землетрясения.

В ходе медленного движения крюка лебёдки с постоянной малой скоростью VL постепенно увеличивается сила, действующая на брусок (растягивается пружина – увеличивается её деформация ?x (брусок неподвижен, а крюк движется)). Когда сила, действующая на брусок со стороны пружины, превысит силу трения покоя (M • g • k_r), брусок начнёт двигаться под действием суммы трёх сил: сила инерции (M • a), сила натяжения пружины (k • ?x) и сила трения скольжения (М • g • k_s).

Для этих сил можно записать следующее равенство:

M • a = k • ?x – (М • g) • k_s.

При этом брусок (покоившийся до того в положении S₀) сначала ускоряется в уменьшающемся темпе в сторону пружины под действием с её стороны уменьшающейся в ходе движения силы (уменьшается растяжение пружины).

По мере уменьшения растяжения пружины, ускорение «а» уменьшается, скорость VB достигает максимума. В этот момент ускорение обращается в нуль, сила натяжения пружины в точности равна силе трения скольжения.

Далее под действием практически постоянной силы трения скольжения и уменьшающейся силы натяжения пружины ускорение становится отрицательным (происходит замедление бруска). Наконец, скорость бруска VB уменьшается до нуля, он останавливается.

Сила трения резко, скачком возрастает поскольку трение покоя намного выше трения скольжения. И брусок остаётся неподвижным в положении S₁ до следующего превышения силы натяжения пружины над силой трения покоя. И так далее…

Отметим, что в описанной нами простейшей модели спусковой силой может быть малое изменение нагрузки на брусок (например, сняли с книги карандаш), удар по столу или просто громкий звук. Все эти действия изменяют на малую величину, но очень быстро давление бруска на поверхность и поэтому изменяют силу трения покоя (предел прочности).

В нашей простейшей модели превышение силы трения покоя бруска по столу эквивалентно превышению предела прочности пород земных недр. Движение бруска под действием пружины эквивалентно землетрясению – быстрым смещениям огромных масс – пластическим деформациям в очаге землетрясения под действием уменьшающегося в ходе смещения к положению равновесия сжатия, сдвига или изгиба огромных объемов пород. При этом энергия упругой деформации тысяч и миллионов кубических километров превращается в изменение структуры породы в очаге, в тепло на поверхности трения-скольжения, в энергию распространяющихся сейсмических волн.

Скольжение бруска по столу эквивалентно процессу скольжения пород соседних плит земной коры по разделяющей их поверхности сдвига в очаге землетрясения, а также механическому движению – скольжению – смещению пород в ходе их разрушения.

Что касается аналогии между сдвигом бруска по поверхности стола и сдвигом (вертикальным или горизонтальным) плит земной коры по поверхности сдвига, то её правомерность очевидна. Но точно так же при сжатии соседствующих плит земной коры нижние поверхности выдавливаемых горных хребтов скользят по краям плит, выдавливающих их из зоны сжатия. При этом сами горные хребты в ходе их выдавливания слегка приподнимаются над окрестностями.

В то же самое время несколько большие объёмы пород выдавливаются из зоны сжатия вниз, под кору, образуя при этом так называемые корни гор (см [2]). Одноосевое горизонтальное напряжение сжатия в зоне границы плит приблизительно такое же, как и на небольшом расстоянии от этой зоны, в теле монолитной плиты. Просто прочность массивов пород в зоне границы монолитных плит ниже из-за большего количества дефектов, образовавшихся там в ходе предыдущих пластических деформаций–землетрясений. Поэтому практически всегда пластическая деформация происходит только там, в зоне минимальной прочности коры.

Необходимое для прогнозирования землетрясений измерение напряжений в земной коре может производиться различными способами. Экономически наиболее выгодным в данное время представляется использование для измерения напряжений в коре спутниковых систем путем мониторинга упругих деформаций земной коры за счёт отслеживания изменений расстояний между точками на ее поверхности. Для получения всесторонней картины и контроля правильности параметров, полученных от спутниковых систем, должны использоваться и другие, хотя и более дорогие, но уже используемые ныне методы измерений напряжений в земной коре — электрические, акустические, механические. Так что построение системы прогнозирования землетрясений в настоящее время не только возможно принципиально и технически, но возможно и выгодно экономически.

Понятно, что построение системы прогнозирования землетрясений требует какого-то времени на создание измерительной сети (желательно, совмещённой с сетью метеостанций) на накопление необходимой информации, особенно по пределам прочности пород коры в разных географических точках, и на отработку методов — так было и с построением системы прогнозирования погоды. А вот система оповещения об обнаруженных волнах, порожденных только что произошедшими землетрясениями, и уже распространяющихся по поверхности суши или по поверхности океана (цунами), легко может быть построена уже сегодня. Для этого есть все научные и технические компоненты – спутники уже сейчас фиксируют профили высоты поверхности океана радиолокационными методами (как это и было во время катастрофического цунами в Индийском океане 26.12.2004 [3]).

Для обнаружения волн на поверхности океана или суши надо делать со спутников с необходимой частотой снимки профиля поверхности и сравнивать их с помощью компьютера в реальном времени с предыдущими снимками того же участка. При обнаружении в ходе сравнения снимков опасных волн сразу же приводится в действие система предупреждения населения в опасном районе через все доступные средства массовых коммуникаций (TV, радио, телефонная сеть, громкоговорители). Осталось осуществить некоторые организационные и сравнительно небольшие финансовые мероприятия.

Источники.

1 Шумилов В.Н. Закон Архимеда и землетрясения, Киев, 2005, издательство «Ника-принт»

2 Воробьёв В.А., Комар А.Г. Строительные материалы. «Стройиздат» 1971

http://bibliotekar.ru/spravochnik-32/8.htm

Прочность Диабаза (аналог габбро) до 4500 кГ/см2 =450 МПА.

3 Деформационные и прочностные свойства горных пород

http://poroda.puknu.ru/html/pattern%202.html

http://poroda.puknu.ru/html/T16.html, http://poroda.puknu.ru/html/T34.html

прочность различных пород доходит до 900 МПА

4 Земная кора, формирование рельефа и основные принципы тектоники.

http://articles.excelion.ru/science/geografy/32653338.html

5 Тугаринов А.Н. Радиоактивность горных пород.

http://www.cultinfo.ru/fulltext/1/001/008/094/880.htm

6 Эволюция недр Земли. http://nplit.ru/books/item/f00/s00/z0000025/st006.shtml

7 Попов В.С. Кременецкий А.А.,1999, Глубокое и сверхглубокое научное бурение на континентах. http://www.pereplet.ru/obrazovanie/stsoros/885.html

8 Инженерный справочник. http://www.dpva.info/Guide/GuideMatherials/BuildingMaterials/Concrete/DensityAndSizeChanging/

9 Справочник, удельная теплоёмкость,

http://www.genon.ru/GetAnswer.aspx?qid=b6c44026-85d3-46ce-98ac-265eae286679

[10] меняется гораздо быстрее у низких гор (когда ширина основания горного хребта B мала)

[11] до 100 000 мелких землетрясений в год [11]

Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов, горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы

Интересные статьи по теме:

1. Сжатие земной коры и горообразование
2. Дрейф литосферных плит
3. Моделирование тектонических сил (мантийного трения) и вулканических процессов