Причины кайнозойского глобального вулканизма

Каковы же были энергетические источники тепла кайнозойского этапа глобального вулканизма на Земле, и чем была вызвана длительная пауза в вулканизме, начавшаяся в конце катархея (4,0 • 109 лет) и охватившая большую часть геологической истории? Насколько нам известно, этот вопрос остается еще не до конца исследованным в научной литературе.

Обычно вся энергетика тектонических процессов объясняется теплом, выделяемым долгоживущими радиоактивными изотопами: 23XU, 232Th и 40К с периодами полураспада 4,5 • 109; 1,4 • 1010 и 1,32 • 109 лет соответст венно, распределенными предположительно равномерно по всему объему Земли [17; 40; 41; 62; 63]. В связи с этим традиционно предполагается широкая дифференциация вещества в мантии и во всем объеме планеты.

Более современные представления, которых придерживается и автор [49; 50; 51], основаны на идее гетерогенной аккреции планетного тела, в ходе которой изначально было сформировано металлическое ядро, силикатная мантия и реликтовая плотная газовая (включая водород) атмосфера. Ввиду чрезвычайно низкого содержания упомянутых изотопов в верхней мантии в ходе гетерогенной аккреции планетных тел произошло, по мнению автора, неравномерное насыщение ими пылегазового облака при взрыве сверхновой в окрестностях формирующейся Солнечной системы. Наиболее плотные сгущения этого облака вокруг протопланетиых и про-тосолнечного металлических ядер конденсации оказались более насыщенными тяжелыми изотопами. В результате концентрация долгоживущих изотопов урана, тория и калия на границе металлического ядра и нижней мантии оказалась на несколько порядков выше, чем во всем остальном объеме Земли! Это сыграло выдающуюся роль во всей дальнейшей тепловой истории Земли и планет. В связи с этим природу так называемого внешнего ядра Земли, которое в физическом плане (по непрохож-дению поперечных волн) обладает свойствами жидкости, следует рассматривать как главный источник генерации тепла за счет распада сконцентрированных здесь тяжелых долгоживущих изотопов: U, Th и К.

Полагая массу внешнего ядра равной 1,62 • 1027 г (15% от массы молодой Земли — 6,02 • 1027 г; см. гл. VI) при содержании радиоактивных 238U порядка 10 6 г/г, получим количество тепла, генерируемое внешним ядром, в размере 3,6 • 1021 кал/год (табл. 4). Суммарное значение тепла (Q), образованного во внешнем ядре за последние 3,5 • 109 лет, составит

1,3 • 1031 кал. Это нижний предел, так как здесь не учитывается вклад 232Th и 40К. Однако найденного тепла при диссипации его под подошву внешней каменной оболочки более чем достаточно для приведения в расплавленное состояние значительного объема верхней мантии — толщиной не менее 200 км.

Таблица 4

Генерация тепла на Земле

Вид теплового поступления

Количество тепла (Q)

Количество тепла (Q) в год

Примечание

1. Наблюдаемое на поверхности Земли тепло

1,5 • 106 кал/см2

  • 2 • 1020 кал
  • S = 510 • 106 км2

2. Количество тепла при гравитационном сжатии Земли

5,8 • 1029 кал

1,13 • Ю20 кал

Окончание табл. 4

Вид теплового поступления

Количество тепла (Q)

Количество тепла (Q) в год

Примечание

3. Количество тепла при остывании вулканических базальтовых магм алдания (за 400 • 106 лет)

6,4 • 1027 кал

1,6 • 1019 кал

4. Количество тепла при остывании базальтовых магм во время океанизации (за 70 • 106 лет)

1,4 • 1027 кал

2 • 1019 кал

5. Генерация радиогенного тепла сиалическим слоем земной коры океанов (за 70 • 106лет)

1,47- 1027 кал

2,1 • 1019 кал/год

По 238U, 232Th h = 10 км

6. Генерация тепла мафическим слоем земной коры океанов (за 400 • 106 лет)

1,04- Ю28 кал

2,6 • 1019 кал/год

По 238U, 232Th h = 25 км

7. Генерация радиогенного тепла мантии Земли

1,47 • 1027 кал

4,1 • 1019 кал/год

По 238U, 232Th

8. Радиогенное тепло, поступившее в катархее (за 500 • 106 лет)

4 • 1031 кал

7,3 • 1022 кал/год

По 235U~ 10” 4 г/г

9. Количество тепла, поступившего из внешнего ядра в астеносферу (за последние 109 лет)

3,6 • Ю30 Кал

3,6 • 1021 кал/год

По 238U, 232Th, 40К

Учитывая длительный этап полураспада 238U и 232Th, можно предположить, что основное тепло они должны были отдавать не с самого начала образования Земли, а спустя по меньшей мере 3,5 млрд лет. В то же время изотоп 40К значительную часть своего тепла генерировал в позднем архее и протерозое и тем самым питал слабый вулканизм этого этапа. Ниже будет показано, что дополнительным источником тепла при формировании астеносферы могут быть также гидролитические реакции взаимодействия вещества верхней мантии с водой, выносимой из внешнего ядра; эти реакции — экзотермические и проходят с выделением тепла до (3,8 • 1Озокал) [24].

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >