Экология СПРАВОЧНИК

Современная система взглядов на характер образования литосферы океана (тектоника мобильных ли-тосферных плит) дает возможность связать формирование основных морфоструктур дна с процессами, протекающими в недрах Земли. В этом смысле различные формы рельефа океанического дна предстают как результат процессов, связанных с эволюцией глубинных плотностных, температурных и вещественных неоднородностей, как показатель преобладания одних глубинных процессов над другими, как свидетельство неравномерности динамического режима и энергетического потенциала планеты.

Далее

Введение той или иной поправки в измеренное значение в разных вариантах связано с учетом влияния рельефа. Так, поправка за свободный воздух, т. е. за различие расстояний от точек наблюдений до центра Земли, учитывает нормальный градиент убывания силы тяжести с высотой и, следовательно, непосредственно связана с абсолютной отметкой пункта измерений. Поправка за притяжение промежуточного слоя вводится для того, чтобы исключить гравитационное влияние масс, расположенных между уровнем наблюдений и уровнем моря, т.е. притяжение топографических масс. В том случае, когда рельеф местности достаточно расчленен и его аппроксимирование плоскопараллельным слоем ведет к заметным ошибкам, применяется топографическая поправка, смысл которой заключается в непосредственном учете влияния реального рельефа. Аналогичный смысл имеет гидротопографическая поправка, вводимая в гравитационные наблюдения на акваториях.

Далее

Детальная информация, содержащаяся в адаптированных спутниковых альтиметрических профилях, допускает ее сравнение с Международной Батиметрической картой ГЕБКО.Реальная фигура Земли - геоид, представляет собой эквипотенциальную гравитационную поверхность, которая хорошо аппроксимируется поверхностью уровня моря. Формы геоида и уровня морской поверхности изменяются в соответствии с гравитационными (плотностными) аномалиями внутри Земли. Длинноволновые аномалии (>1000 км) геоида обусловлены глубинными структурами внутри Земли, тогда как коротковолновые сигналы 200 км или менее) являются результатом избытка или дефицита масс вблизи ее поверхности.

Далее

В процессе изучения верхней, жесткой каменной оболочки Земли - ее литосферы было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей ее подкоровой части мантии.Земная кора представляет собой самый верхний слой твердой Земли и отличается от нижележащих оболочек строением и химическим составом. Подошва земной коры трассируется сейсмически границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0-8,2 км/с.

Далее

Г.Хесс в своей работе, которую он назвал «геопо-этическим эссе», высказал предположение, что горячее, частично расплавленное мантийное вещество, поднимаясь вдоль рифтовых трещин должно растекаться в разные стороны от оси СОХ и растаскивать океанское дно в разные стороны. Поднимающееся расплавленное мантийное вещество заполняет рифтовую трещину, застывая в ней и наращивая, таким образом, расходящиеся края океанической коры. Из теоретической концепции Г.Хесса и Р.Дитца о разрастании океанического дна следовало представление о молодости (в геологическом масштабе) океанической коры.

Далее

Как уже отмечалось, океаническая литосфера - это оболочка Земли, представляющая собой охлажденное и полностью раскристаллизованное вещество земной коры и верхней мантии, подстилаемое снизу горячим и частично расплавленным веществом астеносферы. Естественно предположить, что океанические литосферные плиты образуются за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому, как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда. Аналогия здесь очень глубокая - ведь кристаллические породы литосферы по сути своей это тот же «силикатный лед» для частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, что обычный лед всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелее своего расплава. В таком случае дальнейшее решение задачи об образовании литосферных плит не представляет большого труда, поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.

Далее

Детальными исследованиями на медленно раздвигающемся Срединно-Атлантическом хребте (САХ) в районах исследований ФАМОУС вблизи 37°с.ш. [374], ТАГ на 26°с.ш. [59, 487] и МАРК вблизи 23°с.ш. [326, 259] установлена тонкая структура рельефа дна гребневых зон медленно раздвигающихся хребтов. В районе гребневых зон четко выделяются: 1) внутреннее дно (внутренняя или осевая долина); 2) внутренние стенки; 3) террасы; 4) внешние стенки, образующие границу срединной долины и рифтовых гор; 5) рифтовые горы (см. рис. 2.1, г, ж).

Далее

Образование поверхностных разломов, трещин и нормальных сбросов в пределах дивергентной границы плит вызвано горизонтальным растяжением наиболее холодной, хрупкой, верхней части литосферы. Однако в пределах узкой гребневой рифтовой зоны многие из геоморфологических черт обусловлены преобладающими вертикальными силами, вызванными внедрением даек из осевого резервуара магмы и приводящим к растрескиванию коры или образованием нормальных сбросов вдоль границ осевого грабена при обрушении линейной кальдеры в результате высвобождения давления магмы при извержении. Эти движения имеют также и горизонтальную компоненту, зависящую от ширины даек и интенсивности растрескивания коры. Однако генеральная ориентация разломов и трещин определяется горизонтальными силами растяжения.

Далее

Амплитуды длинноволновых (сотни километров) гравитационных аномалий, наблюдаемых над СОХ, достаточно малы, что указывает на изостатическую компенсацию СОХ [38, 16, 552].И последняя из рассмотренных изостатических моделей - это изостатическая термическая модель (см. табл. 2.4,г). В ней рельеф и аномалии силы тяжести связаны с распределением температуры и давления в литосфере через коэффициенты объемного термического расширения а и сжимаемости - р.

Далее

Изучение картины магнитных аномалий в рифто-вых зонах срединно-океанических хребтов проводилось многими исследователями и преследовало три основные цели: 1) геоисторическое изучение геохронологической последовательности эволюции океанической литосферы и истории спрединга океанической коры с помощью анализа линейных магнитных аномалий; 2) выявление закономерностей кинематической и геометрической стабильности осевой зоны спрединга и особенностей ее перестройки; 3) исследование процессов аккреции океанической коры, формирования ее магнитоактивных слоев и изучение петрохимической природы их намагниченности.

Далее

Отсюда видно, сколь важное значение в тектонической жизни Земли играют именно океанические плиты. Но их активность, как и эндогенная активность всей Земли в целом, в конце концов определяется только одним параметром - величиной суммарного теплового потока, пронизывающего океанические литосферные плиты. Поэтому, следуя работе [121], подробнее остановимся на рассмотрении этого круга вопросов.

Далее

При глобальном сравнительном анализе механизмов землетрясений рифтовых зон и трансформных разломов СОХ было установлено, что сейсмическая энергия трансформных разломов в десятки раз превышает сейсмическую энергию рифтовых зон [114]. Одними из основных факторов, определяющих пространственное и временное распределение очагов сильных землетрясений, являются эффективная толщина литосферной плиты (а именно, толщина ее верхней, “хрупкой”, части, обладающей конечной прочностью на разрыв или сдвиг) и средняя скорость деформации в рассматриваемом районе, зависящая от напряженного состояния литосферы и скорости относительного скольжения краев плит. Максимальные глубины сейсмического поведения литосферы существенно зависят от термической и геологической структуры трансформной зоны.

Далее

Наши представления о строении рифтовых зон СОХ существенно изменились за последние 10-15 лет. Это связано с развитием инструментальной базы и техническими возможностями, предопределившими появление новых геолого-геофизических методов, повысивших эффективность исследований океанической литосферы.

Далее

Все три типа границ плит: рифтовые зоны СОХ, трансформные разломы и глубоководные желоба могут формировать тройные соединения. Трансформные разломы и желоба имеют кинематические вариации: трансформные разломы могут быть как левосторонними, так и правосторонними, а в зонах субдукции надвигающаяся плита может располагаться либо по часовой стрелке, либо против - от глубоководного желоба.

Далее

Рифтовая долина Центрально-Индийского хребта в окрестности тройного соединения Родригес имеет ширину около 5 км и глубину дна 3 800 -4 000 м. Высота бортов долины достигает 1 000 м. По мере удаления от тройного соединения ширина рифтовой долины увеличивается до 10 км. Небольшой осевой хребет (до 200 м высоты) является характерной особенностью рифтовой долины и, по-видимому, представляет собой осевой вулкан в не-овулканической зоне [405].

Далее

Трансформные разломы - один из трех типов границ литосферных плит, вдоль которых происходит преимущественно сдвиг соседних плит относительно друг друга. В пределах дна океана трансформные разломы и их пассивные следы являются характерными и широко распространенными структурами. Большинство разломов приурочено к рифтовым зонам СОХ, где они соединяют отрезки осевых долин и разделяют блоки литосферы разного возраста.

Далее

Характерные черты рельефа дна и распределения аномальных геофизических полей в зонах трансформных разломов различных типов определяются их глубинным строением и контролируются относительным движением краев литосферных плит, контактирующих вдоль простирания трансформного разлома. Для выявления количественных характеристик относительного движения краев плит вдоль трансформных разломов можно использовать мгновенную кинематику движения литосферных плит Земли.

Далее

Таким образом, можно достаточно уверенно предполагать, что под рифтовыми зонами СОХ существует обширное поднятие астеносферы, сложенное частично-разуплотненным материалом мантии, который в окрестности рифтовой оси может формировать легкоплавкие фракции частично расплавленного дифференцированного базальтового вещества, образующего магматические камеры. На основании первоначально полученных результатов Н.Слип и Ж.Мортон с соавторами [272, 498] представили возможные модели магматической камеры в рифтовых зонах СОХ (таблица 4.1).

Далее

Несмотря на то, что уже очевидна важная роль магматической камеры в структуре и эволюции осевых зон СОХ, в том числе и при формировании гидротермальных сульфидных месторождений, пока имеются лишь отдельные примеры проведения специальных работ для изучения ее строения. Ограничена фактическая информация о форме, размерах ОМК, местоположении вдоль оси хребта, особенно в окрестности морфотектонических структур и границ сегментов разных масштабных уровней.

Далее

В основе большинства термических моделей океанической литосферы, интенсивно развивавшихся в последние 30-35 лет, лежит относительно небольшое число пионерских работ, объяснявших природу генеральных черт рельефа дна океана и теплового потока литосферы СОХ [396, 115, 432, 423,476].

Далее

Решение получалось разложением искомого распределения температуры в ряды Фурье. Вдали от оси (х = 0), где горизонтальные градиенты температур были пренебрежимы, глубины изотерм были близки к полученным в моделях [396, 424]. В то же время учет эффекта скрытой теплоты плавления позволил Н.Слипу более корректно описать высокотемпературный режим приосевой области океанической литосферы и даже приблизиться к имитации теплового режима подосевой магматической камеры [494].

Далее

Во всех предшествующих работах рассматривались стационарные модели осевых зон СОХ. Предположение о стационарном режиме формирования осевой магматической камеры (ОМК) позволило рассмотреть сложные интегральные модели эволюции осевых зон, включавшие процессы сегрегации и миграции расплава к осевой зоне, образования коры и формирования рельефа дна. Это ограничение можно считать оправданным, так как оценки показывают, что даже эпизодические внедрения магмы в осевой зоне могут создать квазистационарное термическое состояние области за исключением, вероятно, района интрузий шириной 50-500 м в самой близкой окрестности оси [288].

Далее

Результаты моделирования представлены на рис. 4.15. Они показывают, что уменьшение полу-скорости спрединга в 2 раза (от 5 до 2,5 см/год) приводит к заглублению очага на 1,5 км и уменьшению полуширины очага на 1-1,2 км. При полу-скорости V = 1 см/год стационарный осевой очаг существует в виде поднятия высотой не более 300 м на глубине 5,5 км и неразличим сейсмическими методами. За предельное значение полуско-рости, ниже которого не существует коровый очаг, различимый геофизическими методами, можно принять полускорость V = 1,5см/год. При этом поднятие кровли очага над его крыльями не превосходит 0,5 км, а полуширина очага составляет 0,5-1 км [22; 23].

Далее

Вопрос об эволюции рельефа дна океана осевых зон спрединговых хребтов имеет принципиальное значение ввиду того, что информация о рельефе дна наиболее доступна и наиболее полно отражает тектоно-магматические процессы, формирующие структуру осевой зоны. Изучение рельефа дна гидроакустическими методами показало, что в пределах быстро раздвигающихся хребтов вне крупных тектонических нарушений (типа трансформных разломов, или перекрывающихся центров спрединга) различают три основные формы рельефа осевого поднятия: треугольную, купольную и трапециевидную (или прямоугольную) [379,358] (см. раздел 2.1).

Далее

Перейдем к рассмотрению процессов в подосевом очаге, включающих кристаллизацию и смешение магм. Представленные в литературе модели подо-севых очагов можно подразделить на четыре основных класса, классификация которых была дана в табл. 4.1.

Далее

Как было показано в предыдущей главе, состояние, форма и размеры осевой магматической камеры в существенной степени зависят от интенсивности гидротермальной конвекции. За счет этого процесса осуществляется также тесное взаимодействие литосферы, гидросферы и биосферы в рифтовых зонах, приводящее к увеличению выноса тепла, обогащению морских вод минеральными компонентами из коры и мантии, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидных руд и созданию уникальных условий для жизнеобитания организмов - “оазисов на дне океана”.

Далее

При рассмотрении гидротермальных систем необходимо принимать во внимание физические свойства пород, слагающих магматический резервуар и стенки, а также поведение воды при изменении давления и температуры. Коэффициенты, определяющие физические свойства пород, слагающих кору (теплопроводность, теплоемкость, термическая диффузия), меняются в зависимости от типа пород, состояния трещиноватости и т.д. Они являются функцией пористости, температуры, давления, насыщенности водой и т.д. И все-таки изменение этих свойств оказывает существенно меньшее влияние на поведение гидротерм, чем изменение физических свойств воды [513]. По сравнению с последними характеристики пород можно считать в расчетах постоянными. В самом деле, в интервале температур, характерном для гидротерм, 25°<7’<350° С, вязкость воды и гидротермальных флюидов меняется более чем на порядок, коэффициент термического расширения воды - на два порядка, плотность уменьшается в 2 раза и т.д. Давление также влияет на поведение воды и контролирует температуру ее кипения.

Далее

Гидротермальная минерализация является продуктом химического и термального обмена между океаном и литосферой в придонных гидротермальных конвективных системах. Различные минеральные фазы осаждаются из циркулирующих растворов под океаническим дном и на дне. Гидротермальная активность низкой интенсивности (температура излияния меньше 200° С; относительно медленная скорость потока; высокое массовое соотношение воды и породы; продукты цеолитовой фации метаморфизма) почти повсеместна в океанических бассейнах. В отличие от этого гидротермальная деятельность высокой интенсивности (температура излияний 200-400° С; относительно высокая скорость потока; более низкое соотношение вода/порода; продукты зеленосланцевой фации метаморфизма) крайне локализована вокруг магматических тепловых источников в центрах спрединга, окрестности магматических островных дуг и внутриплитных вулканических центрах [463]. Низкая гидротермальная активность важна для низкотемпературных изменений и осаждения минералов (окислы металлов, гидроокислы, силикаты), что предполагает умейьшение проницаемости коры и ограничение циркуляции [411, 515].

Далее

Генеральная схема модели гидротермальной циркуляции на дне океана заключается в том, что морская вода проникает по разломам и трещинам в породы океанической коры, нагревается на глубине за счет тепла магматической камеры, вступает в химические реакции с породами и изменяет их вблизи вершины магматической камеры, а затем поднимается по другим разломам и трещинам к поверхности дна, где выходит в виде гидротерм (см. рис. 5.2). Детали этой общей схемы постоянно обсуждаются и уточняются.

Далее

Самое первое применение модели гидротермальной циркуляции этого типа для анализа аномалий поверхностного теплового потока было рассмотрено для среды с одинаковой проницаемостью [350]. Последующие модели включают как латеральные, так и вертикальные изменения проницаемости, а также более реалистичные свойства морской воды при более высоких температурах [242, 558]. В дальнейшем были рассмотрены двухмерные численные модели для описания гидротермальной конвекции вблизи магматических тел в осевых зонах СОХ [364, 180], в том числе с учетом влияния изменений проницаемости пород на циркуляцию вблизи от оси СОХ [470]. Попытки трехмерного численного моделирования гидротермальной конвекции были сделаны Б.Трависом с соавторами [535]. Однако численное моделирование двух разных потоков в системах морской воды, в отличие от чистой воды, еще не разработано.

Далее

Модели струйной конвекции обеспечивают механизм для рассмотрения общего поведения гидротермальных систем без рассмотрения деталей распределения температуры и скоростей. Холодный флюид (морская вода) проникает в ослабленную зону на глубину, где он нагревается; затем уже нагретый флюид поднимается и изливается на поверхность дна. Модели предполагаются, как правило, однофазными. Пути погружения, миграции и излияния флюида моделируются в виде отдельных каналов или труб. Модель канала, или трубы может быть рассмотрена как особый случай в модели ячеистой конвекции, в которой крайне неоднородное распределение проницаемости ограничивает пути потока трубообразной зоной в среде с существенно непроницаемой матрицей. Хотя эти модели значительно упрощают реальную геометрию гидротермальных систем, они позволяют прояснить их физические основы в рифтовых зонах СОХ.

Далее

Связь теплового потока с рельефом дна и гидротермальной конвекцией была обнаружена еще в конце 1970-х годов при первых детальных исследованиях в рифтовых зонах СОХ. Позднее Д.Аббот с соавторами [146] проанализировал статистическую связь между рельефом дна и тепловым потоком в области с небольшим (< 85 м) слоем осадков и обнаружили, что латеральные теплопотери быстро и существенно уменьшались в коре, имеющей пологий рельеф, в отличие от участков коры, имеющих изрезанный рельеф дна. Ряд исследователей рассмотрели данные по тепловому потоку и рельефу и предложили глобальную модель для термической структуры и эволюции океанической литосферы [514, 515].

Далее

Придонная гравиметрическая съемка, проведенная вкрест осевой долины на широте поля Снейк Пит, показала изменение аномалии в свободном воздухе с востока на запад- от 58,0 до 53,2 мГал [402]. Относительно осевой магматической камеры по этим данным сказать что-либо трудно, а вот наличие аномального тела под флангом осевой долины предположить можно. Последнее тем более вероятно, что именно здесь были обнаружены выходы серпентинизированных перидотитов и габбро [310].

Далее

В пределах гидротермального холма выделяют центральную постройку, платформу и краевые области. Центральная постройка представляет собой изометричную структуру конической формы высотой до 20 м и с диаметром в основании до 50 м. Она сложена преимущественно массивным халькопиритом и пиритом с небольшим количеством ангидрита, которые осаждались в районе активных гидротермальных выходов.

Далее

Районирование ВТП между трансформными разломами Ривера и Тамайо впервые провел С.Ларсон [344]. Он выделил в рельефе срединную часть - гребень - и периферию поднятия - фланги. Границу между гребнем и флангами проведена С.Ларсоном по изобате 3000 м. Возраст гребневой части ВТП в районе 20°-23° с.ш., определенной по магнитным аномалиям, составляет около 2 млн лет. Ширина гребня колеблется от 70 до 130 км около среднего значения 100 км.

Далее

Южный сегмент хребта Эксплорер, раздвигающийся со скоростью 6 см/год, простирается на 60 км к северу от трансформного разлома Сованко (рис. 6.6). Осевая зона хребта сложена четырьмя отчетливыми вулканическими центрами. Ширина гребня варьирует от 8 км вблизи северной части сегмента (в области проявления гидротермальной активности) до 4,5 км в южной части сегмента; относительная высота гребня не превышает 600 м. Наиболее мелкие участки гребня хребта имеют глубину близкую к 1720 м, и находятся вблизи 49°47 с.ш. и 130°15’ з.д., где осевая зона самая широкая. Осевой грабен (или депрессия) отмечается по всей длине сегмента.

Далее

Осевое поднятие сегмента Эндевер длиной около 90 км имеет среднюю высоту 200-300 м и ширину 5 км. Оно характеризуется непрерывной осевой вершинной депрессией (грабеном), шириной < 1 км и глубиной 50-100 м. Самые малые отметки глубин вдоль осевой зоны хребта Эндевер близки к 2100 м, а самые глубокие варьируют от 2200 до 2500 м вдоль простирания. С севера и с юга сегмент ограничен зонами ПЦС, по мере приближения к которым осевой грабен искривляется и становится на 300 м глубже окружающего дна (рис. 6.7). Максимальный перепад глубин между дном грабена и внутрисегментным осевым поднятиям достигает 900 м. Это поднятие является местом локализации крупнейших на хребте Хуан де Фука гидротермальных полей [157].

Далее

Стадия 1 - тектоническая. В течение этой самой длительной стадии происходит тектоническое растяжение хрупкой коры, перекрывающей кровлю осевой магматической камеры, которое приводит к формированию трещин, разломов-гьяров в пределах осевой зоны и реактивизации сбросов на границах рифтовой долины. Разрушаются сформированные ранее сульфидные сооружения. В это же время истощенная в период предыдущего излияния осевая магматическая камера, состоящая из разуплотненной корово-мантийной смеси, вновь насыщается расплавом, аккумулирующимся в ее верхней части и формирующим линзу расплава. В этот период возможно эпизодическое внедрение даек и излияние подушечных лав.

Далее

Подставляя эти значения, получим, что для примера на рис. 4.17 (быстро раздвигающиеся хребты с характерной шириной плоского участка кровли камеры 4-5 км) время формирования типичного месторождения будет порядка первых тысяч лет для характерной длины участка гидротермальной активности 4 км и формой кровли камеры, установившейся к 280 тыс. лет после начала формирования очага в коре. Для хребтов со средними скоростями спрединга эти времена могут быть в 3-5 раз больше, в основном из-за более узкой кровли очага.

Далее

В эволюции термической структуры литосферы, рельефа дна и геофизических аномалий при “отмирании” спредингового хребта можно выделить три этапа [53].В этой главе рассмотрены пространственно-временные изменения термической структуры литосферы, рельефа дна и аномальных геофизических полей палеоспрединговых хребтов и проанализированы некоторые геодинамические причины этих изменений.

Далее

На основании сравнений вычисленных гравитационных аномалий для различных моделей Дж.Джонас с соавторами [303] делают вывод, что модели, которые предполагают твердое, низкоплотное тело “габброидный корень” на небольших мантийных глубинах (<30 км) под осью СОХ, наилучшим образом объясняют наблюдаемую гравитационную аномалию над палеоспрединговыми хребтами. Лучше всего, по их мнению, этим условиям удовлетворяет модель “габброидного корня” [197, 273].

Далее

Уравнение теплопроводности решалось по неявной конечно-разностной схеме с использованием схемы с опережением для аппроксимации конвективного члена по методике, рассмотренной в работе [19]. Шаги Ах и Аг увеличивались по геометрической прогрессии от Ах = 1 км у оси до Ах = 70 км на правой границе области и от Аг = 1 км у поверхности до Аг = 6 км у нижней границы области. Шаг по времени выбирался из условия обеспечения устойчивости решения. Точность решения проверялась сравнением с аналитическими решениями (остывание однородного полупространства и теплообмен двух блоков с отличающимися температурами), а также сравнением последовательных решений, полученных для различных А/, Ах, Аг.

Далее

В эволюции литосферы в процессе отмирания хребта Математиков отмечаются те же периоды: активный, переходный и пассивный. Активный период начался 8 млн лет назад. До этого хребет функционировал как типичный быстро раздвигающийся центр спрединга со скоростью наращивания коры около 12 см/год. Близкую аналогию этого периода представляет современное Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП) и поэтому можно предположить, что хребет Математиков имел в то время типичную горстовую структуру с выраженным осевым поднятием и пологим, слаборасчле-ненным региональным рельефом на склонах (см. рис.7.3, б, участок между ан. 3 и ан. 5).

Далее

Современные границы плит широко распространены на поверхности Земли. Они представляют, как правило, зоны повышенной тектонической и магматической активности.В этом разделе представлены основные типы палеодивергентных, или палеорифтовых границ плит, в пределах океанической литосферы, дана их краткая характеристика и приведены конкретные примеры каждого типа шовных зон.

Далее

Образование палеограниц плит этого типа определяется развитием тройных соединений и связано с наличием центров спрединга, имеющих разное простирание. В этом случае новая океаническая кора, образующаяся на одной или нескольких спрединговых ветвях, припаивается к океанической литосфере, сформированной на другой ветви, или к более древней литосфере. Эти шовные зоны имеют характеристики, сходные с предыдущими типами, за исключением того, что простирание линейных магнитных аномалий по разные стороны от каждой из них существенно различно.

Далее

При построении общей геодииамической теории развития Земли были использованы следующие постулаты.По приведенным причинам, очевидно, механические перемещения вещества в Земле нельзя отрывать от развивающихся в ее недрах физикохимических и энергетических процессов, приводящих к изменениям состава, плотности, объема и температуры вещества. Кроме того, следует учитывать и постоянно происходящие в геосферах Земли трансформации вертикальных движений в горизонтальные, и наоборот. Все это требует рассмотрения развития всех геологических процессов, в том числе и тектонической активности Земли, в пространстве и времени. Поэтому следует до конца использовать возможности актуалистического подхода в исторической геологии, правда, внося в такой подход соответствующие эволюционные поправки на необратимость тектонического развития Земли и ее отдельных геосфер.

Далее

Основными процессами, управляющими тектонической активностью Земли, могут быть только те энергетические процессы, которые в наибольшей степени снижают потенциальную (внутреннюю) энергию нашей планеты и системы Земля-Луна. При этом снижение потенциальной энергии происходит за счет ее перехода в тепловую, или кинетическую, энергию движения земных масс - конвекцию, дрейф литосферных плит, горообразование и т.д. В свою очередь, любые перемещения земных масс также сопровождаются диссипацией кинетической энергии и выделением тепла. Это тепло приводит к частичному расплавлению вещества верхней мантии (астеносферы) под рифтовыми трещинами, а также над субдуцирующей литосферой, питая своей энергией магматизм Земли. Однако все это тепло в конце концов постепенно рассеивается и теряется в космосе с тепловым излучением нашей планеты.

Далее

Земли за счет аккреции протопланетного газопылевого облака развивался за время порядка 108 лет и завершился около 4,6-109 лет тому назад образованием первичной и в среднем однородной по составу Земли.

Далее

Для определения содержания в мантии радиоактивных и других рассеянных элементов нельзя использовать данные по составам ксенолитов мантийных пород из кимберлитовых трубок взрыва или из продуктов вулканических извержений островных дуг. Связано это с тем, что ультраосновные и эклогитовые ксенолиты кимберлитовых трубок фактически представляют собой осколки древней, преимущественно раннепротерозойской океанский коры, затянутой по бывшим зонам субдукции глубоко под литосферные плиты архейских континентов [118], а вулканы островных дуг сами функционируют только за счет переплавления и глубокой переработки пододвигаемой под них океанской коры.

Далее

Поэтому прежде, чем находить скорость высвобождения гравитационной энергии и перехода ее в тепло, необходимо определить современные тепло-потери Земли д . К настоящему времени накопилось более 10 000 экспериментальных определений теплового потока, измеренных в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них среднее значение потока и по нему определять суммарный поток д для всей Земли представляется некорректным.

Далее

Благодаря приливным деформациям Земли в ее недрах в катархее (за первые 600 млн. лет) выделилось около 2,1 ТО37 эрг тепловой энергии. Такая существенная добавка энергии привела к заметному дополнительному разогреву верхней мантии, а это, безусловно, значительно ускорило образование у молодой Земли астеносферы. Появление последней с ее быстрым расширением и перегревом (произошедшем под влиянием лунных приливов) обусловило возникновение главного процесса, управляющего глобальным развитием нашей планеты, -процесса гравитационной дифференциации земного вещества и, как следствие этого, - начало тектонической активности Земли.

Далее