Результатом окисления является также нагревание растворов, что позволяет видеть в них не только необходимый для формирования гранито-гнейсового слоя материковой коры химический реагент, но и источник энергии для метаморфизма и гранитизации.

Тот же механизм позволяет понять, почему базальтовый вулканизм в эвгеосинклиналях происходит не одновременно с гранитизацией и региональным метаморфизмом, а раньше последнего. Возможно, базальтовые магмы при выплавлении поглощают всю флюидную фазу и поэтому ювенильные растворы, которые могли бы производить региональный метаморфизм и гранитизацию, не отделяются. Если предположить, что в следующий этап — в геосинклинально-инверсионную стадию — эмульсия базальтовых пленок в астеносфере застывает, то может произойти отделение ювенильных растворов, которые и поднимаются в кору. В этом объяснении намечается интересная связь между геохимическими и тектоническими процессами: мы видели, что геосинклинально-инверсионная стадия, когда происходят гранитизация и региональный метаморфизм, отличается от эвгеосинклинальной сглаживанием контрастов глыбово-волновых колебательных движений, снижением тектонической активности, выраженной в форме колебательных движений. Не может ли это снижение активности быть поставлено в связь с понижением температуры в астеносфере, приводящим к застыванию капель базальта?

Океаническая мантия не выделяет растворов, обогащенных кремнием и щелочами. Причину этого, может быть, следует искать в том, что температура в ней выше, чем в материковой мантии, и в океанической астеносфере не происходит застывания базальтовых пленок, которое необходимо для отделения глубинных растворов.

Особой проблемой является происхождение огромных объемов андезитов, выделяемых вулканами островных дуг второго типа. Эксперименты показали, что андезит может быть выплавлен из эклогита базальтового состава. Оказывается, при плавлении корового эклогита первое вещество, которое выплавляется из него при повышении температуры, имеет андезитовый состав.

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ТЕКТОНОСФЕРЫ

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

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

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

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

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

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

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

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