Планеты не возникли сразу -

Сперва в пространстве пыль была.

Но, по вращения приказу,

Она собраться в шар смогла.

Росло давленье в шаре этом,

Пыль превращалась в твердый ком,

Плавленье возникало где-то

И перестройки шли при том.

Дифференциация тяжелых

И легких шла затем частей.

Росло давленье в шаре снова,

И интенсивнее теперь.

Энергия в ядре копилась,

Частично улетала вверх,

Все к равновесию стремилось...

Но центр неустойчив сверх.

И вот в момент неуловимый

Ядро вдруг стало излучать...

Те волны, может быть, незримы,

Но деформаций не понять,

Коль не признаешь тот источник

Объемных очень мощных волн,

Что делают пространство прочным,

Когда сжимают, но потом

Волна приходит растяженья

И к декомпрессии ведет,

Возможно, даже и к плавленью,

Но снова сжатие грядет.

Где фронт волны, там все сжимает,

Где хвост, растягивает все.

Процесс нейтральным не бывает -

Динамика берет свое.

Процесс идет необратимо,

Расплав - он превратится в твердь.

И новый фронт пройдет чуть мимо,

Где прочность будет чуть слабей.

И так пойдет процесс спиральный -

Разорван в основании круг.

Порядок ближний станет дальним

(Ты это понимаешь вдруг).

Все будет смешано в едином

Потоке вихрем волн тугих...

Процесс уже неудержимый

На фоне тысячи других.

***

Незыблем динамики Мира закон -

В процессе любом проявляется он.

Г.И.Аносов¹, А.В. Колосков², Г.Б. Флеров²

1 – Институт вулканологии ДВО РАН

2 – Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

"… всем известно, что литература доставляет слишком много примеров рассуждений, которые кажутся убедительными для специалистов, их предлагающих, но которые обнаруживают свою несостоятельность или заблуждение автора, когда подвергаются испытаниям с точки зрения различных научных дисциплин…"

(Л.К. Грейтон. Предположения о вулканическом тепле. М.: - ИЛ. 1949. С. 12)

 Аннотация. Предложена вихревая модель проявления магматизма Камчатского региона, начиная с верхнемелового-палеогенового и до современного времени, которая выдвигается как альтернатива субдукционной модели. Сделана попытка теоретического обоснования проявления вихревых тектоно-магматических структур с позиций глубинной геодинамики. Согласно экспериментальным данным и теоретическим расчетам, изменение ротационного режима Земли приводит к возникновению мощных вихревых движений в Экмановских верхнем (на подошве литосферы) или нижнем (на подошве астеносферы) слоях, которые создают условия и энергетическое обеспечение для возникновения колонно-подобных структур, названных в статье как "флюидно–магматические торнадо". Геодинамические процессы, результатом которых явились описанные закономерности, могут быть восстановлены в рамках концепции дифференциально вращающихся геосфер, между которыми располагается «смазочный слой» астеносферы. Гидродинамика этого слоя хорошо описывается теорией сферического подшипника. Известно, что в метеорологии и океанологии эти приемы являются основными при анализе синоптических вихрей и вихревых течений. Глубинная геодинамика эволюции рассматриваемой флюидно-магматической системы может быть подтверждена и прямыми геофизическими наблюдениями за гравитационным и геомагнитным полями Земли.

Геологическая преамбула

Попытки анализа вихревых структур применительно к различным регионам неоднократно предпринимались как отечественными (Слензак, 1972; Мелекесцев,1979; Рычагов, 1985; Щеглов, Говоров, 1985), так и зарубежными (Ли Сы-Гуан, 1958) учеными. Вихревая гипотеза, однако, не получила широкого распространения, вероятно, в силу того, что декларировалась, в большинстве случаев, только на базе структурно-описательного и морфометрического анализа. Авторы настоящего сообщения, полагая вслед за (Слензак, 1972 и  Байков, 2001), что вихревые структуры на поверхности Земли представляют собой "структурные слепки глубинных процессов", сделали попытку генетического рассмотрения динамики проявления вихревых структур полуострова Камчатка на примере анализа разновозрастных магматических образований (Аносов и др., 2003).

Не вызывает сомнений, что следы магматической деятельности, которые фиксируются ареалами распространения вулканических и интрузивных образований, прямо или косвенно являются следствиями глубинных процессов, происходящих на всех этапах  эволюции Земли. К сожалению, проявления тектонических  движений в земной коре, процессы магматической дифференциации на относительно малых глубинах  и последующего метаморфизма столь интенсивны и многообразны, что зачастую полностью уничтожают признаки первичных мантийных источников. Поэтому, основную проблему поисков подобных признаков составляет выбор объектов, которые должны быть достаточно информативными в отношении явлений, протекающих на больших глубинах в течение достаточно длительного времени. Представляется, что, среди немногих, такими объектами могут быть породы ультраосновного состава. На Камчатке подобные образования представлены мафит-ультрамафитовыми плутоническими и вулканическими ассоциациями верхнемелового-палеогенового возраста, а также ксенолитами базит-гипербазитового состава, которые связанны с вулканитами плиоцен-четвертичного возраста.

Верхнемеловое-палеогеновое (палеоценовое) время в Камчатско-Корякском регионе, как и во всей Зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану, было периодом интенсивного существенно базальтового вулканизма. Вулканическая активность на большей части территории Зоны перехода проистекала на фоне общего поднятия земной поверхности  (Варнавский, 1982). На Камчатке и в Корякии в конце сенона – начале палеоцена происходит формирование сложно расчлененного островного поднятия с вулканизмом островодужного типа (Очерки тектонического развития…, 1987), который в ряде районов полуострова (Валагинский хребет, восточные и северо-восточные отроги Срединного хребта, Камчатский перешеек, Корякское нагорье) характеризуется повышенной калиевой щелочностью (Флеров, Колосков, 1976; Колосков и др.,1999). В последовавшую затем эпоху ларамийской складчатости произошло становление многочисленных гипербазитовых и базит-гипербазитовых массивов. В формационном плане среди них выделяются (Колосков, 2000):

1)      альпинотипные гипербазиты (дунит-гарцбургитовая ассоциация) с небольшим объемом габброидов;

2)       дунит-верлит-пироксенитовые   массивы  с повышенной  калиевой щелочностью;

3)      габбро-монцонит-сиенитовые и перидотит-пироксенит-норитовые массивы.

Эти массивы по гравиметрическим данным  (Литвинов и др. 1999) не всегда имеют так называемые "глубинные корни" и, в ряде случаев, характеризуются отрицательными гравиметрическими аномалиями. Тем не менее, если взять за основу ареал распространения ультрабазит-базитовых проявлений, характеризующихся повышенной калиевой щелочностью, то трассируется обширная вытянутая с северо-востока на юго-запад  полуспираль, которая вблизи выходов метаморфических пород Срединного массива Камчатки заканчивается эффектным разворотом (рис.1). Альпинотипные гипербазиты, развитые в пределах Восточной Камчатки и Ганальского выступа метаморфических пород, также как проявления подобного типа в северо-западной части рассматриваемого региона,  образуют самостоятельные ареалы. Интрузии перидотит-пироксенит-норитового состава (без щелочного уклона) также обособляются, группируясь в районе выходов Срединного массива метаморфических пород Камчатки. Базит – гипербазитовые проявления этих двух типов фиксируют внешнюю (разомкнутую на месте Охотского моря) область рассматриваемой вихревой структуры. Сторонники концепции тектоники литосферных плит включают, однако, эти образования в состав офиолитовых комплексов, участвующих в строении отдельных террейнов и имеющих различное происхождение (Цуканов, Федорчук, 2000).

В плиоцен-четвертичное время на фоне регионального эрозионного размыва уже сформировавшегося структурного этажа (Варнавский, 1982), Камчатка вновь становится ареной проявления интенсивного базальтового вулканизма. Происходит формирование линейно вытянутых вулканических поясов, часть из которых наследует положение более древних ареалов вулканизма, а некоторые из них закладываются на гетерогенном невулканическом фундаменте (Петрология и геохимия…, 1987). В составе продуктов вулканизма    преобладают  (до  80%  всего  объема  пород)  базальты  и   андезито-базальты

(Очерки тектонического развития…, 1987). Выделяются как обычные островодужные ассоциации, так и вулканиты внутриплитного геохимического типа (Volynets, 1994). С позиции тектоники литосферных плит эволюция вулканических поясов связывается с динамикой субдукционных зон (Авдейко и др., 2002). При этом Срединно-Камчатская зона является примером затухания субдукции (с ее перескоком на восток в конце миоцена - начале плиоцена), а Восточно-Камчатская – отражением начального этапа новой  (современной, т.е. не старше 10 млн. лет) субдукционной области.

Одной из характерных особенностей плиоцен-четвертичных вулканитов является  присутствие в них в ряде мест включений ультраосновного состава. Наиболее широко и в наиболее крупных размерах (размер некоторых ксенолитов гарцбургитов на Авачинском вулкане доходит до 45-50 см.) включения представлены во взрывных туфо-пирокластических образованиях. Среди включений ультрамафитов выделяются (Колосков, 1999) следующие ассоциации:

1)      дунит-гарцбургитовая,

2)      дунит-верлит-пироксенитовая и

3)      верлит-пироксенитовая.

Как видно на рис.2, включения 1-ой ассоциации отмечаются на вулканах фронтального вулканического пояса, имеющих преимущественно низкокалиевый толеитовый состав. Образования второго типа распространены в базальтоидах (известково-щелочных, реже субщелочных) Ключевской группы вулканов. Наконец, включения 3-ей ассоциации выносятся субщелочными и щелочными оливиновыми базальтами внутриплитного геохимического типа. Детальное изучение этих образований (Колосков, 1999) показало, что они не являются «реститами мантийного субстрата», как это обычно принято  при  трактовке  генезиса  подобных  проявлений.  Не   могут   они   быть   также   и

ксенолитами плутонических пород мел-палеогенового фундамента, так как существенно отличаются по ряду минералогических, а также изотопно-геохимических характеристик. Скорее всего, они являются плутоническими аналогами несущих их вулканитов (Колосков, 1999; Колосков и др., 2001).  Первая ассоциация включений является высокотемпературной и относительно «сухой». Здесь развиты только редкие интерстиционные паргаситы и роговые обманки контактово-реакционных зон на границе с вмещающими породами. Вторая и третья ассоциации весьма сходны по набору петрографических разностей, хотя и отличаются составом минералов. Объединяет их также присутствие флогопита и широкое развитие амфиболов в зонах вторичного ощелачивания и флюидной метасоматической проработки.

Если оконтурить ареал распространения вулканитов, содержащих включения второй и третьей ассоциаций, то получается обширная линейно-вытянутая в северо-восточном направлении вихревая структура, весьма напоминающая таковую для сходного типа гипербазитовых проявлений рисунка 1. При этом разворот вихревой структуры также происходит вблизи выходов метаморфид  Срединного и Ганальского хребтов, а заканчивается она образцами ксенолитов ультрамафитов Ключевской группы вулканов, многие из которых несут ксенолиты дунитов, верлитов и пироксенитов. Большая часть вулканитов с ксенолитами второй и третьей ассоциаций характеризуются повышенной калиевой щелочностью. Кроме того, в пределах выделенной вихревой структуры располагаются практически все (за исключением самого южного сегмента) известные на Камчатке (Цветков и др., 1993) проявления шошонитов плиоцен-четвертичного возраста. Вдоль восточного края  этой структуры локализованы вулканиты низкокалиевого толеитового типа, несущие дунит-гарцбургитовый тип включений. Таким образом, и для этого возрастного этапа характер зонального распределения ультрамафитов сходен с таковым для позднемелового-палеоценового времени.

Тектонофизические предпосылки

Переходя к геодинамическому толкованию установленных закономерностей размещения выделенных индикаторных ассоциаций, которые, как сказано в начале работы, есть следствия глубинных процессов, необходимо коротко рассмотреть суть проблемы. Дело в том, что в настоящее время в рамках рассматриваемой проблемы наблюдается назревание конфликтной ситуации. В сейсмологии за последние годы наметился определенный отход от традиционной субдукционной концепции интерпретации  геофизических данных. В петрологии же практически все модели в зоне перехода океан-континент прямо или косвенно строятся на основе учета этой концепции. Как правило, подобный анализ в вулканологии проводится по традиционной схеме (Раст, 1972; Элдер, 1972; Федотов, 1976; Добрецов и др., 2000) и с учетом обязательных составных частей: а) область зарождения магмы, б) транспортировка магмы к дневной поверхности, в) источники энергии и энергетический баланс вулканизма.

При этом следует иметь в виду, что: 1) это деление достаточно условно и все элементы такого деления пересекаются при совместном рассмотрении; и 2) к каждому из выделенных элементов существуют детальные комментарии, без которых могут быть не поняты частности в описании этих подразделов. Например, для: части (а)  существуют достаточно жесткие требования по моделям областей генерации магм, которые вытекают из факта высокой однородности и постоянства состава изливающегося материала (Кузнецов, 1955; Горшков, 1963; Шейнман, 1970; Добрецов и др., 2000); для раздела (б), во–первых, содержится огромное количество взаимоисключающих моделей, потому что большинство из них не решают две главные проблемы – проблему  отсутствия по имеющимся геологическим данным (Шеймович, 1975; Шеймович, и Патока, 1980 и др.) широкой оторочки (апикальной части) сильно измененных вмещающих пород, свидетельствующих о медленном подъеме расплавленного вещества, как следует практически из всех предлагаемых моделей транспортировки магм; во-вторых, низкие скорости "транспортировки" не обеспечивают работу механизма саморазогрева (feedback), о возможности которого неоднократно сообщалось в печати (Shaw, 1969, 1973); и наконец, часть (в), которая охватывает наиболее расплывчатые представления об энергетической стороне вулканизма, ибо одни оперируют "фактами"  и "объемами выброшенного  (излившегося) вещества", другие – просто декларируют требуемую мощность, мало обращая внимание на возможные источники такой энергии. Более того, такие «импульсные  мощности» практически не обсуждаются для  планеты Земля, но это мало смущает исследователей, т.к. считается, по-видимому, что это не их проблема. Парадокс данной проблемы заключается в том, что практически все исследователи, занимающиеся энергетикой вулканизма  (Поляк, 1966; Giardini, Melton, 1982 и др.), оценивают вулканическую энергию в общем, т.е. «размазанную в пространстве и во времени» для всей планеты и в течение всей ее эволюционной  истории, тогда как вулканизм – процесс импульсный (относительно масштаба земной жизни) по времени и локальный по месту протекания. Такие требования к параметрам процесса накладывают существенные ограничения и на выбор энергетических источников, которые могут обеспечить достаточно энергоемкий по мощности вулканический процесс. Однако, ни в одном из предложенных источников эти требования не учтены. 

Представляется, что прежде чем отдать предпочтение той или иной из существующих эволюционных гипотез, следует охарактеризовать тектонофизическое состояние глубинных горизонтов, ответственных за  процессы вулканизма и магматизма, не только собственно под полуостровом Камчатка, но и в близлежащих районах Дальневосточной зоны перехода от континента к океану и для прилегающих регионов северо-западной Пацифики.

Геолого-геофизическая изученность данной территории имеет длительную историю, а ее глубинные аспекты - начинались с комплекса работ в период Международного Геофизического года (МГГ) на акваториях Охотского и Японского морей и на приграничных частях суши Советского Дальнего Востока (Вейцман, Косминская, 1963). В этот же период осуществлялось создание Дальневосточной сети региональных сейсмологических станций, результаты работ которых по регистрации местных и планетарных землетрясений создали основу знаний о глубинном строении литосферы данного  региона.

Вместе с тем, эти знания слабо использовались для оценки агрегатного и химического (точнее, кристаллохимического) состояния вещества (что, как представляется, является определяющим  при реализации тех или иных механизмов (Соболев, 1949; Керн, Вайсброд, 1966)) на глубинах, превышающих доступные для прямого исследования  уровни. И поэтому  построенные только на данных геофизики тектонофизические модели земной коры и верхней мантии носили и носят до настоящего времени искусственный характер, далекий, скорее всего, от реальных условий на больших глубинах. Линейная экстраполяция получаемых при наземных и лабораторных экспериментах данных о величинах физических, упругих, тепловых и т.п. параметров могут приводить в теоретической петрологии и геохимии и  приводят порой к фантастическим результатам (например, роль воды (?) на границе ядро – мантия Земли, Добрецов и др., 2000). Представляется, что высказанная А.Ф. Капустинским (Капустинский, 1956)  точка зрения о том, что в верхней мантии Земли, по-видимому, должны существовать ограничения на применимость периодического закона Д.И Менделеева, обусловленные влиянием сверхвысоких давлений и температур (стр. 47-59), заслуживает пристального внимания (Болотов и др., 1997), тем более, что с 1956 г. накоплен огромный, хотя и косвенный, но экспериментальный материал, о поведении химических элементов и силикатного вещества в условиях 5000 – 6000 МПа (свыше 50–60 кбар) давлений и при  высоких температурах (Персиков, 1981;  Новгородова и Рассказов, 1992; Пущаровский, 1996; Колясников, 1997).

Кроме того, данные по азимутальной анизотропии скоростей упругих волн в мантии (Estey, Douglas, 1986; Karato, 1993; Wen, Anderson, 1997) свидетельствуют не только о возможности перетекания вещества в астеносферном слое, но и об его «аморфизации» (или частичной «металлизации», в терминологии А.Ф. Капустинского и Н.В. Белова), кристаллического вещества на больших глубинах, в понимании М.С Красса. (Тарков, 1970), которое является следствием изменений (Воробьев, 1980) агрегатных модификаций - состояния вещества и его кристаллической структуры (габитуса), "обобществлением электронных оболочек" при "насильственном" уменьшении ионных и молекулярных радиусов (Эйтель, 1962; Трубицын, Улинич,1964; Лебедев, 1969; Савич и др., 1986), и, возможно, возникновением новых физико-химических ансамблей (Комов, 1982; Действие …, 1986; Анохин, Лотков, 1989).

Эти представления подчеркиваются результатами работ Е.В.Артюшкова (Артюшков,1969, стр. 106), который характеризует астеносферную оболочку как область с пониженной вязкостью, но с повышенным относительно адиабатического закона нарастанием плотности, что хорошо согласуется с теорией статистической термодинамики (Ландау, Лифшиц, 1967; Зубарев, 1971) и термодинамикой неравновесных процессов (Карн, Вайсброд, 1966; Киптель,1977; Святловский, Китайгородский, 1988). Представляется в связи с этим, что выявляемая электроразведочными методами высокая проводимость астеносферы (Браун, Массет, 1984) связана, скорее всего, не с расплавами, как принято  считать (Chan et al., 1973; Сычев, 1979), а с высокой проводимостью «конденсированного»  в условиях высоких давлений вещества (Белов, 1947; Капустинский, 1956; Трубицын, Улинич, 1964; Колясников, 1997), тем самым ставя под сомнение наличие «готовых» расплавленных масс на этих уровнях. Более того, переход от одного агрегатного состояния к другому должен подчеркиваться скачкообразным изменением всех физико-параметрических (Савич и др., 1986) характеристик среды (плотность, модули сжимаемости и модули сдвига, теплопроводность и теплоемкость и т.д.), в том числе к появлению сложных зависимостей таковых от давления, температуры и агрегатного состояния (в том числе типа кристаллической решетки) на момент измерений (Franck, Stiller,1980). Хорошо известно, что при повышении всестороннего давления в породе начинают закрываться имеющиеся пустоты, что приводит к росту плотностей и скоростей пробега упругих волн. Плохо известно, как ведут себя те же породы при сверхвысоких давлениях (Тихомиров, 1960; Поспелов, 1970; Действие …,1986), когда пустоты масштабируются на уровне молекулярном – атомном, т.е. на уровне кристаллической решетки. Как неоднократно подчеркивалось, переход от плотной к плотнейшей упаковке (Белов, 1947) приведет к скачкообразному изменению всех упругих констант (Дортман, Магид, 1969; Войткевич, 1983; Бармин и др., 1989), таких как модуль сжимаемости, модуль сдвига, модуль Юнга и т.д. Это вызывает другие функциональные зависимости скоростей упругих волн от этих параметров. Также следует ожидать и  другие аномальные эффекты в функциональных параметрах среды, в том числе при анализе закономерностей изменений плотности от удельного (молекулярного) объема, коэффициентов вязкости и  температуропроводности от типа кристаллической решетки и т.п., которые также определяются вышеназванными модулями. И доказанный факт (Дортман, Магид, 1969; Franck, Stiller,1980), что после разрыва имеющихся функциональных  кривых  этих параметров, они «стартуют» не на более высоком амплитудном уровне, а, наоборот, на более низком, как это  наблюдается в опытах с нагружением горных пород и материалов (Николаевский, 1983; Бражкин, Ляпин, 2000). Особенно чутко реагируют на такие изменения, как известно, модуль сдвига и вязкость (Магницкий, 1965). Такие изменения этих параметров должны  приводить к развитию «процессов с обострением» (Галактионов и др., 1981; Змитренко, Михайлов, 1988), которые являются следствием нелинейных зависимостей вязкости, температуропроводности, модулей сдвига и тому подобного от уровня и градиентов давления, температуры, агрегатного и кристаллохимического состояний и т.д., и,  которые обеспечивают лавинообразное протекание процессов, уменьшая время их реализации в пределе до нулевых значений (Николис, Пригожин, 1979; Курдюмов, 1982). С этой точки зрения такое протекание процессов может стать, в частности, физическим обоснованием высказанной Ф.Ш. Кутыевым (1990) идеи о наличии "энерговодов" в астеносфере и литосфере. Если это так, то многие подходы, принятые в настоящее время в теоретической вулканологии, будут нуждаться в первую очередь в существенном уточнении    (Святловский, Китайгородский, 1988;  Колясников, 1997).

Таким образом, только применение различных методов, имеющих самостоятельное и независимое значение в исследованиях земных оболочек, таких как термодинамика, геохимия вещества при высоких давлениях и геохимия ядерных превращений, квантово-механические решения гидродинамической теории тепломассопереноса и т.д. с учетом данных астрометрии, т.е. все то, что служит фактической и теоретической базой изучения среды и вещества в условиях реальной Земли, может приблизить к решению стоящих перед исследователями в Науках о Земле задач  (Капустинский, 1956; Магницкий, 1965; Тарков, 1970; Авсюк, 1987;  Френкель, 1995; Пущаровский, 1996).

Однако, базируясь на экспериментальных данных, полученных в «тепличных» условиях атмосферного давления и поверхностных температур и перенесенных на глубинные условия, либо экстраполяцией результатов лабораторных (далеко не адекватных реальным не по уровню магнитуд давления и температур), либо, что главное, в условиях архи-краткосрочных воздействий (взрывных, микроплощадных штампов и т.д.) сверхвысоких давлений - были предложены многочисленные модели строения тектоносферы (рис.3), которые, зачастую, резко отличаются друг от друга (Туезов, 1975; Сычев, 1979; Ващилов, 1980; Stander et. all, 1986; Маслов, Романовский, 1989; Красный, 1990; Тектоносфера…, 1992).

Вместе с тем, ни одна из этих моделей не может игнорировать тот факт, что существуют, по крайней мере, две структурно-тектонические черты планетарного масштаба, которые не могут исключаться при создании  модельного портрета верхних оболочек Земли (Булин и др., 1975; Бурмаков и др., 1988;  Тараканов, 1997; Tarakanov and Omelchenko, 2000):

1 - наличие круто наклоненной под Азиатский континент зоны скопления очагов землетрясений, т.н. «сейсмофокальной зоны» - СФЗ;

2 - огромный объем аномальной геофизической среды под литосферой Охотского моря, который характеризуется (Веселов и др., 1983; Красный, 1990; Тектоносфера….1992; Sugrobov et.all, 1993) резко повышенными температурами и, соответственно, резко пониженными упруговязкими параметрами (так называемый "мантийный астенодиапир" в формулировке Ф.Г.Корчагина).

На фоне этих особенностей установлено горизонтальное (субгоризонтальное) расслоение вещества, находящегося в различных термодинамических условиях и, в частности, приводящее к реологической расслоенности (Ranalli, 1984; Ranalli and Murphy, 1987). При этом, границы между этими слоями «размыты» и искажены относительно субгоризонтальных уровней (Ващилов, 1980).

Анализу строения и изучению параметров собственно сейсмофокальной зоны (Тараканов, Левый, 1967; Тараканов, Ким Чун Ун, 1969, 1979; Аниконов и др, 1974; Туезов. 1975; Швандюк, 1977; Ващилов, Фединский, 1980) или "субдуцирующей плиты" уделяется пристальное внимание с разных точек зрения. Наиболее популярны, начиная с "пионерских" работ (Oliver, Isacks, 1967; Mckenzie, and Parker, 1967; Isacks et.al., 1968; Isacks, Molnar, 1971), чисто сейсмологические методы, базирующиеся на выявлении особенностей так называемых "механизмов очагов землетрясений" и увязке их с механикой движения литосферных плит (Аки, Ричардс, 1983; Kincaid, and Olson, 1987; Geist and Sсholl, 1994).

Детальные данные о строении СФЗ западной периферии Тихого океана выявили много интересных особенностей в их структуре, которые напрямую увязываются с местными (Burbach and Frohlich, 1986) тектонофизическими условиями и позволяют усомниться в правомочности существования самой субдукции как реального процесса  (Балакина, 1987; Тектоносфера…. 1992). При этом методика, которая положена в основу  определения  параметров (Mckenzie, and Parker, 1967) такой плиты вызывает не только некоторую настороженность по отношению к получаемым построениям, но и  "позволяет даже из Млечного пути, видимого на небе, сформировать высококачественную бетонную автострад"», а не гигантское скопление, тем не менее, разобщенных "звездных гнезд". (Рудич, 1962; Петрушевский,1964; Тараканов, Ким Чун Ун, 1969; Пущаровский, 1972; Carr et.al, 1973; Эрлих, 1973; Swift, and Carr, 1974; Veith, 1974).

Прежде всего, переход от структуры СФЗ как некоторого объема среды, в котором могут происходить землетрясения вдоль или в объеме наклонных разломных зон (Шатский, 1946; Пронин, 1979) к некоторой жесткой упругой плите – произошел достаточно "мягко, волюнтаристскими методами" (Sykes, 1966; Mckenzie, and Parker, 1967; Oliver, and Isacks, 1967; Oliver et.al., 1973; Ле Пишон и др., 1977) и без  какого – либо доказательного обоснования (Сычев, 1979), только как необходимый «инструмент» уничтожения "лишней" литосферы, возникающей при разрастании океанического дна в процессе его спрединга (Isacks et.al., 1968, p. 5866). Детальные работы по регистрации землетрясений с очагами на  разных глубинах, которые осуществляются Мировой сейсмологической сетью, а также развитие региональных регистрирующих цифровых (сейсмостанции типа IRIS или Paseidon) систем позволяют более обоснованно судить о структуре сейсмофокальных зон (СФЗ), в том числе и с позиций жесткой субдуцирующей литосферной плиты (Тараканов, 1997).

Примечательно, что несмотря на установленные разрывы в Курило–Камчатской СФЗ (Федотов, 1966; Тараканов, Левый, 1967;  Тараканов, 1971; Федотов и др., 1994; Christova, 2001; Tarakanov, and Omelchenko, 2001), сама эта зона (область, объем!) упорно рассматривается как сплошная жестко–упругая  плита океанической литосферы, которая "заталкивается" в процессе субдукции под  континентальную литосферу в более плотную по сравнению с ней астеносферу (?) Охотоморской части Дальневосточной Зоны перехода и еще глубже вплоть до мезосферы (Gorbatov et.al., 1997; Селивестров, 1998; Авдейко и др., 2001).

На северо-востоке Зоны Перехода многие ее особенности описаны в обобщающих (Селиверстов, 1998; Тектоносфера …, 1992) и оригинальных (Mishin, 1996) работах. При этом, одна из главных черт строения СФЗ Камчатского сектора Зоны, - это ее "аномальное" выполаживание в верхней (до 100 км глубины) части и резкое погружение (более 60^ο) на стыке Курило-Камчатского и Алеутского желобов (Fedotov et al., 1988, 1990; Селиверстов, 1998). Другой, не менее заметной чертой ее строения, может считаться выделение в самостоятельный блок участка Камчатской СФЗ от Авачинско – Колпаковской поперечной зоны дислокаций на юго-западе до границы  ее аномального участка на северо–востоке, так как   черты строения этого сектора СФЗ отличны как от юго-запада, так и от северо–востока  (Токарев, 1974; Зобин, 1982).

С рассмотренных позиций, поперечный разрез литосферы и астеносферы в районе полуострова Камчатка может быть охарактеризован (Тараканов, 1997; Tarakanov and Omelchenko, 2000) по линии профиля г. Магадан – г. Петропавловск-Камчатский (т.е. практически вкрест простирания Курило-Камчатской СФЗ) и представлен в следующем виде (сверху вниз):

1. Континентальная литосфера мощностью от 60 км до 100-150 км (от дневной поверхности до глубин 100-150 км) объединяет континентальную кору северо-востока России, мощностью до 50 км и верхнюю мантию, вещество нижней части которой за счет изменения термодинамических и физико-химических свойств плавно переходит в иное, чем в вышележащей литосфере агрегатное состояние.

2. Астеносфера –  слой пониженной реологической  прочности, пониженных скоростей распространения объемных волн и повышенной электропроводности. Мощность слоя и глубина его кровли сильно варьируют вдоль заданного разреза. Минимальные глубины залегания его верхней границы, по некоторым оценкам (Туезов, 1975; Cычев, 1985), прогнозируются под впадиной TИНРО (т.е. образуют своеобразный низкоскоростной и высокотемпературный  барьер), где они могут достигать величин не более 30-40 км. Далее на восток (юго-восток вдоль выбранной линии) глубина кровли слоя увеличивается до 60-100 км под западной Камчаткой, образуя бухтообразное расширение термального мантийного клина  (Красный, 1990; Мороз, 1991;  Тектоносфера…, 1992).

Подошва слоя с аномальными геофизическими характеристиками вдоль выбранного направления не установлена даже в постановочном плане. Региональные работы Елизовской экспедиции Камчатского комитета МПР РФ (Мишин, 1997), базирующиеся на сети широтных сквозькамчатских профилей метода Обменных Волн от удаленных Землетрясений (МОВЗ), дают некоторую возможность прогнозных оценок в комплексе с гравиметрическими данными. Тем не менее, точность таких оценок не очень высокая (Красный, 1990; Мороз, 1991; Мишин, 1997).

Вместе с тем, и что важно, под Камчаткой, как и под всей зоной перехода от континента к океану,  главная (и во многом определяющая) структура – сейсмофокальная  зона  (СФЗ) не может рассматриваться в качестве единой упругой пластины, потому что на всем протяжении такой структуры от Алеутского желоба (островной дуги) до Новозеландской СФЗ, несмотря на собственные черты строения (особенности), устанавливается ряд параметров, которые свидетельствуют о самостоятельном «существовании» по крайней мере трех частей в каждой СФЗ:  литосферной (до 50–70 км), промежуточной (250–450 км) и  глубокой (более 550 км), которые разделены асейсмичными низкоскоростными зонами (Burbach, and Frohlich, 1986; Красный, 1990; Christova, and Tsapanos, 2000; Christova, 2001). В связи с тем, что даже результаты по осредненным механизмам очагов (CMT Harvard solutions) редких землетрясений, происходящих в промежуточной и глубокой зонах СФЗ (Modern Global Seismology, 2001), заметно отличаются от таковых в литосферных частях, кажется вполне достоверной идея о самостоятельности этих зон для всех СФЗ (Giardini et.al.,1982; Фронлих, 1989; Тектоносфера…, 1992), обусловленной термодинамическими и вещественными отличиями геооболочек Земли на этих глубинах. Более того, имеются обнадеживающие данные о том, что высокопластичный термальный клин, который предполагается между кровлей СФЗ и подошвой литосферной плиты (Nelson, and Tamply, 1972; Bostrom, 1978; Savage and Prescott, 1978; Kincad and Olson, 1987), здесь на Камчатке наиболее подвижен в субмеридиональном направлении  (Peyton et.al., 2001), что подчеркивается азимутальной анизотропией распространения сейсмических волн. Перетекание масс с повышенной пластичностью (рис.4) и, как считается, в состоянии, близком к расплаву (Smirnov et. all, 1992; Sugrobov and Yanovskiy, 1993)  фиксируется сейсмологическими методами (в частности, 2D и 3D  томографией (Modern Global Seismology…, 2001) с учетом западного дрейфа литосферы (Nelson, Temple, 1972; Bostrom, 1978; Добровольский, 1982). 

Предлагаемая интерпретация детальной структуры СФЗ имеет ряд кардинальных следствий для геодинамических построений, учитывающих ротационный режим среды, для которой они могут осуществляться. Прежде всего, снимаются сомнения ряда исследователей о возможности западного дрейфа литосферы из-за наличия преграды – якоря в виде субдуцирующей пластины СФЗ (Шатский, 1960; Сычев, 1979; Белоусов, 1982). Кроме того, получают достоверные объяснения  сходства глубинного строения континентов и океанов, которое отмечалось по данным зондирований Longshot и морскими сейсмологическими данными (Carder et.al., 1967; Сlearly, 1967; McDermott et al., 1967; Asada et.al., 1976; Булин, 1979; Старшинова, 1984; Павленкова, 1988) и которые подтверждают продолжение астеносферного "разрыва" СФЗ на восток, под океанической литосферой с близкими тектонофизическими параметрами. Таким образом, можно полагать, что имеются убедительные экспериментальные (хотя и дистанционные) данные о возможности перетекания вещества с запада на восток или в обратном направлении, которое предполагается при наличии западного дрейфа литосферы (Bostrom, 1971; Nelson, and  Temple, 1972). Имеющиеся возражения некоторых исследователей против существования "глобальной астеносферной оболочки" (Сычев, 1979 и др.) из-за не повсеместного  распространения слоя пониженной скорости, с которым они ее ассоциируют, то, перефразируя  остроумные замечания авторов работ "Непознанная  Земля" (Браун, Массет, 1989), можно сказать, что «реологические свойства вещества, конечно, коррелируют с физическими - упругими, но подчиняются совсем другим законам» (стр.161). В качестве примера, как правило, приводятся  данные о постгляциальных поднятиях древних щитов (под которыми нет установленных в понимании цитируемых исследователей астеносферы в виде слоев с пониженными скоростями) или релаксационные вертикальные движения земной поверхности, реагирующие на изменения ротационного режима планеты (Саваренский и др., 1955; Shaw et al., 1971; Savage, and Prescott, 1978; Фадеев, 1989; Авсюк, 1996) или как следствия сейсмической активности геофизической среды (Sabadini et.al., 1984; 1990).

Таким образом, имеющиеся данные позволяют сформулировать основные особенности строения сейсмофокальной зоны и с иных, чем принято, позиций, а именно:

1 - сейсмофокальная зона (СФЗ) может по падению подразделяться на несколько самостоятельных сегментов (Тараканов, Ким Чун Ун, 1969), структура которых и углы падения которых, по-видимому, определяются скоростями течения вещества на различных, обусловленных реологической стратификацией, глубинных уровнях астеносферы. В свое время Т.К. Злобин (Злобин, 1985, устное сообщение) высказывал мнение, что СФЗ может быть рассеченной рядом субпараллельных по глубине полос, которые по неизвестным причинам сдвинуты относительно друг друга в горизонтальном направлении, образуя в конечном итоге тот или иной суммарный наклон СФЗ. Примечательно, что к близкому выводу пришли и сейсмологи по японским данным (Carr et. all., 1973; Сычев, 1979).  Косвенное подтверждение данному тезису может служить практическое симметричное относительно экватора (т.е. области с максимальными скоростями течений вещества в астеносфере)  распределение углов падения СФЗ, которое, скорее всего, определяется реологически–расслоенным распределением скоростей замедления вращения оболочек, начиная с жидкого ядра Земли. Последнее, как известно, обуславливается  жестким требованием постоянства момента инерции (Кропоткин, 1970; Гринспен, 1975; Федорин, 1984;  Лукъянчук, 1991)  вращающихся оболочек;

2 - верхняя часть СФЗ до глубин 80–120 км от дневной поверхности, которая охватывает область сочленения континентальной и океанической литосфер (надвиг – подвиг или  т.н. fingerring), отвечает, скорее всего, той области тектоносферы, где еще могут существовать условия для сдвигово - взбросовых  механизмов землетрясений. Более глубокие сегменты СФЗ совпадают, по-видимому, с областью расслоенной по реологии и по скоростям течений вещества астеносферы, в пределах слоев которой происходят полиморфные твердотельные превращения. Последние, как известно (Шуколюков, Данг В.М, 1977; Ярославский, 1982;  Ениколопян и др., 1987), при наличии сдвиговых деформаций в условиях больших всесторонних давлений осуществляются в виде реологических или тепловых взрывов, по существу, трансмутационных (межатомных или ядерных) превращений, и сопоставимых по энергии с ядерными взрывами (Прасолов, 1974; 1976; Колясников, 1984; Новгородова, Рассказов, 1992; Колясников, 1997). На возможность такой природы глубоких и сверхглубоких землетрясений указывалось неоднократно (Orowan, 1960; Griggs, and Handin, 1960; Вермишова, Гангнус, 1975; Балакина, 1981; Wortee, 1986; Fronlich, 1989; Фронлих, 1989).

3 - реологическое переслаивание вещества в астеносфере связано в значительной степени, и, в первую очередь, с глубинной аморфизацией и полиморфизацией (Соболев,1949; Савич и др., 1986) на диаграммах состояния сложноупакованных (Белов, 1947; Соболев, 1973) металлизированных соединений (Капустинский, 1956; Свенсон, 1963; Дортман, Магид, 1969; Барсуков, Урусов, 1982; Малкин, 1985; Бармин и др., 1989), нежели с наличием значительных объемов расплавов.

Вместе с тем, более детальное обсуждение проблем, связанных с сейсмофокальными зонами, выходит за пределы настоящей работы. Главный вывод, который может быть сделан из анализа имеющихся тектонофизических характеристик среды под полуостровом Камчатка и прилегающих областей Зоны перехода и дна Тихого океана – это наличие здесь условий для существования стратифицированной пластической астеносферы, вещество которой обладает особым кристаллохимическим состоянием на молекулярном и атомном уровнях (Кейес, 1966; Твердые …, 1966; Физика…, 1980; Действие…, 1986), и которая здесь, как и вдоль всей западной периферии Тихоокеанского "огненного кольца", обладает рядом особенностей, создающих аномальные условия для возникновения не просто  "размягченного"  (Жарков, 1983, стр.93)  верхнего слоя, но и обеспечивающих  протекание (Тепломассоперенос …, 1990) аномальных геодинамических процессов.

Более того, возникает  специфическая ситуация, когда литосфера становится природной границей между земной атмосферой и внутриземной  астеносферой (рис.5а). При этом, если для атмосферы имеется тепловая граница на уровне "суша – океан", то для астеносферы – аналогичная тепловая граница между континентом и океаном  может рассматриваться в виде СФЗ. Отличие, при этом, чисто механическое: в  случае атмосферы  - литосфера – это нижнее ограничение геофизической среды, и для последней верхним ограничением принимают тропосферу. В случае астеносферы – литосфера верхнее ограничение геофизической среды, а в качестве нижней границы – может рассматриваться "сейсмический раздел 400 км", который контролирует кровлю третьего сегмента СФЗ и на котором прогнозируются резкие полиморфные изменения вещества (Giardini et al., 1982; Жарков, 1983). Наличие таких границ, как известно, в динамической климатологии увязывается с областями циклонической деятельности в атмосфере Земли (Шулейкин, 1953; Наливкин, 1969; Монин, 1972), а в геодинамической вулканологии - прогнозируются динамические возмущения, которые по аналогии могут рассматриваться  в  качестве  своеобразных "астеносферных циклонов" (Святловский, Китайгородский, 1988; Дмитриевский и др., 1993; Сеславский, 1995).

Астрометрические данные и геодинамика

Астрометрическими (Ержанов, Колыбаев, 1984; Баранов и др., 1986; Смирнов, 1986 и др.) и геофизическими (Михайлов, 1970; Павлов, 1970; Сидоренков, 1971; Авсюк, 1973; Авсюк, Щеглов, 1986 и др.) исследованиями установлено, что наблюдаемое несовпадение центра масс Земли и мгновенной оси вращения, следы движения которой на поверхности планеты фиксируется перемещениями полюса, связано со смещениями внутреннего ядра, "взвешенного" и вращающегося во вращающейся "жидкости" внешнего ядра (возможно более точно, в области переходной зоны - слой D^’’), а также асимметрией и несовпадением осей вращения мантии Земли и внутреннего ядра (Szeto, and Smyle, 1984; Никитина, 1990; Никитина,  Рузмайкин,  1990).  Существуют  серьезные   указания   на   несовпадение   и   оси

вращения, и центра тяжести с общепланетарной системой координат таковых, принадлежащих самой верхней (литосфере) оболочки (Pan, 1983; Долицкий,1985). Такие движения обуславливаются, скорее всего, взаимодействием планет солнечной системы и, в первую очередь, Земли и Луны (Авсюк, 1997), которое выражается в регистрируемом астрометрическими методами замедлении вращения Земли, обусловленном действием сил трения. Последние вызывают нерегулярное перемещение верхней оболочки - литосферы в западном направлении (Шейдеггер, 1987). В связи с этим и на сегодняшнем уровне знаний несомненно, что гипотезы о развитии и геодинамические модели зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану будут несостоятельны без их увязки с астрометрическими данными.

В современных моделях стандартной Земли (Ботт, 1978; Буллен, 1978; Жарков, 1983) предполагается выделение радиально-концентрических зон, имеющих собственные кинематические (скорости вращения) и динамические (амплитуда) характеристики диссипативной функции (Ахияров и др., 1988). С этих позиций, возможно выделение (Жарков, 1983; Озима, 1990) трех областей в недрах планеты, на уровне которых следует ожидать такие дифференциальные движения оболочек: 1) литосфера - астеносфера и мезосфера; 2) мезосфера (нижняя мантия) - раздел нижняя мантия и внешнее ядро (слой D^’’) и 3) раздел между внутренним ядром и внешним. С  геофизической точки зрения  эти области различаются величинами диссипативной функции Q: от 100 до 1000 на первой и третьей границе, и свыше 2000 в пределах мезосферы (Жарков, 1983; Ахияров и др., 1988). Отсюда, так как от величины диссипативной функции зависит угол запаздывания приливного трения, следует возможность дифференциального движения оболочек относительно друг друга и возникновение в пограничных зонах значительных сдвиговых напряжений. Эти напряжения по абсолютным значениям превышают, скорее всего, пределы текучести, обуславливая, тем самым скольжение оболочек относительно друг друга (Bostrom, 1988). Оценки параметров такого движения обычно выполняются по величинам дифференциальных моментов инерции, которые улавливаются современными астрофизическими и геофизическими измерениями. Эти измерения позволяют регистрировать флюктуации во времени некоторых фундаментальных констант (включая микроизменения гравитационного поля (Гамбурцев, 1987) и формы Земли (Сидоренков, 1971), характеризующих динамическую активность Земли (Грушинский, 1963; Яцкив, 1976)). В первую очередь, это касается измеренной момента инерции, угловой скорости Земли, отставания по фазе земных приливов и, наконец, неприливных изменений поля силы тяжести (Беррот, Хофманн, 1963; Буланже, 1984; Авсюк, 1988).

Кроме того, особенности вращения твердого ядра Земли и его перемещения относительно центра масс, фиксируются в геологическом времени по палеомагнитным данным (Кропоткин, 1970; Джекобс, 1979) и коррелируют с мегациклами в эволюции планеты (Милановский, Никитин, 1985; Ясаманов, 1993; Милановский, Хаин, 1999).

Изменение фундаментальных астрофизических постоянных во времени (включая и гравитационную постоянную (Дикке, 1965; Кропоткин, 1983)) имеют сильную корреляцию как с геофизическими параметрами, такими как сейсмичность, так и с геологическим (Хизанашвили, 1984; Стовас, 1962). При этом влияние космологических факторов на энергетику внутренних процессов Земли более предпочтительно (Трапезников, 1963; Кропоткин, 1983; Кропоткин, Ефремов, 1992).

Скольжение литосферы по астеносфере одним из первых в 1921 г. рассмотрел В. Швейдар (Кропоткин, 1970), изучая явление прецессии земной оси. По его расчетам силы вращения для континентов, расположенных между "-30" и "40" градусов широты и от 0 до 40 градусов западной долготы, будут в 220 раз больше, чем проявляются в прецессии оси всей Земли. В дальнейшем эти силы вычислялись многими исследователями (Bostrom, 1988; Knopoff et al, 1989). Так, А. Надаи (1969) пришел к выводу, что притяжение Луны вызывает медленное проскальзование  внешних геосфер относительно внутренних, в том числе мезосферы по земному ядру. Особенно подчеркивалось такое движение применительно к западному дрейфу геомагнитного поля Земли, которое рассматривается или как движение литосферы - астеносферы по мезосфере, или земного ядра относительно нижней мантии. Различаясь отдельными тонкими особенностями исследуемых моделей, большинство авторов склоняются к идее о существовании таких движений и указывают на высокую чувствительность момента инерции и изменения скорости вращения Земли к перестройкам структуры в верхней части планеты (Бердотт, Хофманн, 1963; Bostrom,1971; Melhinmy, 1973; Press, and Briggs, 1975;  Мельхиор, 1975; Шейдеггер, 1987) и, в первую очередь, в области астеносферы.  Поэтому "при любых тектонических построениях, в которых рассматриваются перераспределение масс по горизонтам, должно учитываться, что эти явления отражаются в астрометрическом наблюдательном материале и, если даже на современном этапе они еще не улавливаются, то все равно может быть предсказана общая тенденция хода изменения скорости вращения Земли" (Авсюк, 1977, стр.104).

Существуют различные мнения на причины и следствия флуктуаций угловой скорости вращения Земли за исторический период. Известно, что она постепенно уменьшается (Runcorn, 1964; Шейдеггер, 1987), однако, на фоне этого глобального замедления происходят резкие, скачкообразные возрастания угловой скорости с последующим плавным уменьшением. Кроме того, на фоне глобального замедления, прослеженного от 610 лет н.э. до настоящего времени (Шейдеггер, 1987), устанавливается ускорение вращения Земли за счет изменения ее момента инерции (Парийский, 1945), а так же наблюдаются годовые и полугодовые вариации из-за сезонной динамики атмосферы и планетарного распределения атмосферных осадков (Баранов и др., 1986), изменения уровня океанов в связи с таянием льда в Антарктике и Гренландии (Стовас, 1975; Wieson, Haubrich, 1976; Хизанашвили,1983). Тем не менее, эта точка зрения оспаривается. По мнению Борисенкова Е.П. (1965), влияние движения Солнца в Галактике и суммарный вектор скорости имеет бόльшее влияние на угловую скорость Земли, нежели метеорологические факторы. "Максимум скорости движения Земли в принятой Р.Дикке космологической системе отсчета, связанной с Галактикой и Мегагалактикой падает приблизительно на июнь-июль и совпадает с тем временем, когда скорость вращения Земли вокруг своей оси достигает максимального значения, а момент инерции и радиус, по-видимому, сокращаются до минимума" (Кропоткин, 1970, стр.41).  Исследованиями ряда авторов по выявлению корреляции между числом землетрясений (и их энергией) и изменениями угловой скорости вращения Земли, была установлена причинно-следственная связь, в которой, однако, у разных авторов причина и следствие меняются местами (Стовас, 1975). Перемещение масс в теле Земли, которое следует из выше названных геофизических процессов (Певнев, 1970), в любом случае должно приводить к изменению тензора инерции (Баранов и др., 1986), т.е. к изменению значений главных центральных моментов и ориентации ее мгновенных центральных осей инерции в теле Земли. Эти изменения в настоящее время устанавливаются по астрометрическим и геофизическим измерениям (Kane,1972; Whitten,1972; Press, and Brigss, 1975;  Грушинский, 1976; Абрикосов, 1985; Смирнов, 1986; Краснорылов, 1987). Весьма важным здесь является то, что около 93% всей энергии движения полюса связано с Чандлеровыми движениями (Еремеев, Юркина, 1971; Ержанов, Колыбаев, 1984), которые в значительной мере обусловлены движениями внутреннего твердого ядра Земли (Mateo, 1973; Стовас, 1975; Press, and Briggs, 1975; Авсюк, 1988). По геомагнитным данным имеется слабая рассогласованность вращения оболочки и внутреннего твердого ядра (Джекобс, 1979) на величину 10^-5 рад. По расчетам (Шейдеггер, 1987; Szeto, and Smyle, 1989) дифференциальная скорость вращения может достигать 1 м/с, что соответствует периоду порядка 90 дней. Более того, анализ приливов в теле Земли указывает на возможность системы мантия-ядро иметь собственные резонансные колебания с почти суточными и полусуточными периодами (Латынина и др., 1983; Knopoff et al., 1989).

Движение внутреннего сфероида (ядра)  «разводит в пространстве» на некоторую величину DR- земного радиуса центр масс и мгновенную ось вращения Земли. Проекция этой оси на земной поверхности практически совпадает с магнитным полюсом и описывает эпициклоиду его движения во времени. Эта кривая устойчиво прослеживается по геофизическим (палеомагнитным) и геологическим данным (Авсюк, 1980; Долицкий, 1985). Думается, однако, что траектория перемещения полюса должна содержать и компоненту смещения, обусловленную перемещением верхней оболочки Земли (Стовас, 1975). Расчеты показывают (Авсюк, 1973), а измерения абсолютного гравитационного поля подтверждают (Буланже, 1981), что внутреннее ядро движется относительно центра масс Земли с периодом в половину синодического месяца и с амплитудой до 5-7 м, которая вызывает на земной поверхности изменения в значениях гравитационного поля до 30х10^-6 см/с². Несомненно, что на это движение накладывается влияние всех (включая краткопериодные и длиннопериодные) возмущения орбитального движения Земли.

Одним наиболее существенным эффектом такого влияния следует признать изменение величины фундаментальной гравитационной постоянной (Canuto, 1981). Имеются данные (Попандопуло, 1982), что во время максимума прилива от притяжения Луны в толще земной коры происходит объемное расширение и раскрытие трещин, что приводит к уменьшению гравитационного потенциала Земли на ее поверхности, т.е. наблюдается эффект, обусловленный увеличением радиуса планеты. Показано, что существует (Canuto, 1981; Кропоткин, 1983)  устойчивая зависимость:

  ~ f ( ) ~ -  ~ - 12( ) ~  ,  где R – радиус земли и его изменения,   G – гравитационная константа и ее изменения, g- сила тяжести и ее флуктуации, w- угловая скорость вращения Земли  и ее отклонения, I - момент количества движения и его изменения.

В связи с этим ясно, что, если движение внутреннего ядра Земли достаточно тесно коррелирует с расстоянием в системе Земля-Луна (Авсюк, 1986), изменение которого влияет на величину G, то есть и несомненная автоколебательность описываемых процессов, которая присуща открытым термодинамическим системам (Николас, Пригожин, 1979). Таким образом, должны наблюдаться взаимовлияние и взаимодействие. Видимо, не исключено при этом, что в совокупности планетарных и геофизических процессов, описывающих эволюцию планеты Земля и системы Земля-Луна и Солнца, должен существовать набор дискретных значений резонансных частот (Латынина, 1983), которые позволяют расшифровать и сформулировать основные черты динамического состояния, как Земли, так и всей системы в целом (Приливы …, 1975). Вышесказанное весьма надежно иллюстрируется корреляционными сопоставлениями многих геофизических и геологических явлений, изученных достаточно подробно (Morgan et al., 1961; Machado, 1967; Стовас, 1975; Авсюк, 1986). Суммируя сказанное, можно полагать, что представления В.Н.Жаркова (Жарков, 1983) о наличии в Земле, по-крайней мере, двух астеносфер – аномальных слоев, которые по своим характеристикам могут стать "смазочным слоем" между вращающимися геосферами, подтверждаются экспериментальными данными (Dziewanski at all, 1975). В тоже время существуют серьезные возражения некоторых исследователей против планетарного характера первой (самой верхней) астеносферы (глубины 70-270 км), основанные, по их мнению, на отсутствии планетарного слоя пониженной скорости (Сычев, 1979). Другим серьезным возражением - может служить свидетельство о возможном продолжении сейсмофокального слоя в нижнюю мантию (Hager, Connel, 1986).

Думается, однако, что отождествление астеносферы со слоем пониженных скоростей (ЗПС) не совсем правомочно. Исследование причин возникновения астеносферы свидетельствует о ее преимущественно реологической природе (Браун, Массат, 1984). Об этом говорит, в частности, факт изостатического выравнивания древних кристаллических щитов, хотя под ними зоны пониженных скоростей не установлены. Эти два слоя, по-видимому, тесно связаны, но их природа различна (Браун, Массат, 1984). Они могут в ряде случаев совпадать по местоположению в разрезе, когда температура земных недр приближается к солидусу или достигает его, и, в то же время, параметры астеносферы (в отличие от ЗПС) не определяются наличием расплава, а соотносится только с "ползучестью" материала в твердом состоянии и с уровнем имеющихся напряжений, и временем их действия, т.е. скоростью деформации (Браун, Массат, 1984 стр. 154). В целом, наличие планетарной первой астеносферы, как реологического тела, подтверждается и глобальной изостатической компенсацией поверхностного рельефа Земли, и следует из данных по регистрации собственных колебаний планеты для компонент высшего порядка (Ботт, 1974; Булен, 1978; Жарков, 1983). Тем не менее, представляется вполне оправданным предполагать для этой зоны более строгую зависимость от времени. Это может проявляться во временной зависимости ее свойств от прилагаемых напряжений, и пульсационный характер «разгрузки» их в виде пластических (криповых) течений. Кроме того, наблюдаются также изменения величин ее вязкости по горизонтали в пределах до одного порядка и, что важно, вязкость должна, по-видимому, чутко реагировать на изменения той части земного радиуса, которая приходится на астеносферу. Характерно, что особенности строения этого слоя выражаются в движении литосферы не как единого целого, а как совокупность контактирующих, не связанных между собой, разъединенных жестких глыб (Косыгин, Маслов, 1987; Дедеев, Куликов, 1988). Несомненно, что установленная цикличность в изменении скорости вращения и перемещении оси вращения в теле Земли (Авсюк, 1986), найдет отражение и в динамике системы литосфера-астеносфера.

Другим важным элементом, который влияет на развитие внутриземных процессов, является величина радиуса Земли и динамика его изменения во времени. В целом, измеряемое замедление вращения планеты может служить доказательством изменения момента инерции во времени. Как показывают результаты расчетов, которые  подтверждаются измерениями суточных, месячных и годовых колец ископаемых кораллов, направленное уменьшение длины суток составило от 400 до 365 за период Фанерозоя (Runcon, 1964; Шейдеггер, 1987). По данным многих авторов такое замедление должно сопровождаться увеличением радиуса Земли со скоростью от 0,01 мм/год до 1,2 мм/год (Runcorn, 1964). Однако, результаты интерпретации палеомагнитных измерений, базирующихся на различающихся методических подходах, дает  значительный разброс расчетных параметров. По данным (McElhinly et all, 1978) за последние 400 млн. лет увеличение радиуса Земли не могло превышать 0,8%, что составляет не более 0,1 мм/год и совпадает со средним значением  выше приведенного диапазона.

Таким образом, несмотря на различные подходы к анализу палеомагнитных данных, они свидетельствуют однозначно о наличии незначительного (в рамках геологического времени) увеличения радиуса Земли, которое увязывается, как с замедлением вращения планеты, так и с изменениями за это же время моментов инерции (Чебаненко, Федорин, 1984). Однако, на фоне общего замедления устанавливаются циклы локальных ускорений и замедлений. Продолжительность циклов составляет 20-25 млн. лет (Милановский, 1975; Чебаненко, Федорин, 1984), При этом, в эпохи ускорения растет "эллипсоидность" планеты; в эпохи замедления – ее "шаровидность", и так как эти изменения сопровождаются изменениями радиуса и площади поверхности Земли, то, на первый взгляд, в преобразованиях участвуют все внутренние геосферы радиально-концентрической расслоенной планеты. Однако, в связи с различием физико-химических и реологических параметров этих геосфер их реакция не может быть равномерной. Это приведет и, видимо приводит к резкому отличию форм разграничивающих их  поверхностей. Не исключено, что наблюдаемые аномалии геоида и гравитационного поля являются следствием таких отличий. Частично сказанное совпадает с представлениями Ю.А.Тараканова, Л.П.Винник (1975) и Т.В.Рузмайкиной (1976). Естественно, что изменения величины земного радиуса серьезно сказываются на текущих параметрах предполагаемых "смазочных" слоев. Как известно, Runcorn S.K. (1973), указывая в споре с Lyllelton на малость изменения радиуса Земли относительно полного радиуса Земли, отрицал серьезное влияние таких изменений на геодинамические процессы. Представляется, однако, что это незначительное варьирование величины радиуса становится существенным, если оно происходит в основном в «смазочных», податливых слоях – тогда изменение мощности астеносферы (верхний «смазочный» слой) или слоя D^¢¢ на величину нескольких километров, приведет к значительным геотектоническим перестройкам. Представляется, что наибольшая часть роста или уменьшения радиуса Земли определяется вариациями мощности астеносферного слоя, так как его верхнее ограничение  в виде литосферы наиболее неустойчиво с точки зрения  реологии,  поэтому, естественно, и  наиболее чувствительного по последствиям к изменению ротационного режима Земли из-за его "разбухания" или его "усыхания", на что указывалось выше. Думается, что в период увеличенного радиуса значения вязкости резко уменьшаются, способствуя увеличению дифференциальной скорости вращения геосфер. В настоящее время имеется много вариантов математического описания таких движений (Авсюк, 1986; Bostrom, 1988; Szeto,  Smyle, 1989). Вместе с тем, наиболее целесообразным и перспективным для этих целей  использовать аппарат, который создан для описания движений, существующих в сферических подшипниках (Лойцянский, 1955; Лойцянский, 1956) и который позволяет более подробно анализировать особенности течений смазочной жидкости в широком диапазоне реологических параметров.

Приближение смазочного слоя

Правомерность применения теории гидродинамической смазки к анализу движения геосфер Земли  следует из сопоставления параметров «смазочных» слоев-астеносфер и параметров как внутренних, так и внешних вращающихся сфер. При этом можно условно отнести внешнюю оболочку (литосферу) Земли к неподвижной обойме подшипника относительно внутренней мезосферы. Эти параметры могут быть легко приведены к безразмерным аналогам, которые позволяют использовать для целей анализа механического взаимодействия геосфер математический аппарат этой теории (Лойцянский, 1978). Главное при этом  те следствия, которые могут быть предсказаны на основе этой теории. Успешные попытки такого рода применительно к движениям в литосфере известны (Каракин и др., 1974). Одним из самых важных из ожидаемых следствий, будет прогнозирование так называемых «точек отрыва» смазочного слоя, которые возникают при наличии шероховатости поверхности (наличие «зубьев») неподвижной геосферы. В этом случае, как известно (Зоммерфельд, 1947), за таким выступом появляется "след", который по своим физическим характеристикам может быть сопоставлен с кавитационными процессами. Тогда в условиях астеносферы, если вещество находится в ней вблизи точки солидуса, такое быстрое снятие избыточного давления должно приводить к «вскипанию» вещества и возникновению определенных объемов локализованных расплавов. В связи с такими процессами следует ожидать возникновение землетрясений, связанных с вскипанием (Тылтин, 1985), а также кавитационной эрозии подошвы литосферы. Физико-математическая основа таких процессов рассмотрена во многих теоретических работах, которые посвящены Куэттовскому и Пуазейлевскому течениям, имеющими приближения к Экмановским пограничным слоям (Verhoogen, Mason, 1961; Астарита, Марaучи, 1974; Goldsmith, 1978; Галахов и др., 1985; Ишлинский, 1986).

Под этим углом зрения становятся весьма спорными результаты ряда исследований, связанных с анализом механизмов, размещения и эволюции так называемых "горячих точек" (Duncan et all, 1972; Molnar, Atwater, 1973; McElhimny, 1973; Stewart, 1976), которые вступили в противоречие с дифференциальным  проскальзованием геосфер, и поэтому потребовали дополнительные усилия для их согласования с устоявшимися представлениями. Так возникла современная парадигма "горячих полей" (Smith and Lewis, 1999; Seidler et al., 1999; Добрецов и др., 2000).

Другим важным следствием из теории гидродинамической смазки применительно к относительным движениям геосфер внутри Земли является способность смазывающего слоя к "расклиниванию" сужающихся участков и других "узкостей", а также явления, которые объясняют обратные течения (при движении ламинарном в так называемом диффузоре – расходящемся канале – здесь в термальном клине над СФЗ) и турбулентные завихрения, сопровождаемые обычно отрывом жидкости от стенки. Теория строго устанавливает место отрыва, интенсивность турбулентности  и условия ее возникновения (Лейбензон, 1934).

Весьма важным следствием, вытекающим из предлагаемого подхода, является возможность анализировать изменения во времени мощности «смазочного» слоя. На границе ядро-мантия наибольшим смазочным эффектом обладает, скорее всего, слой у подошвы нижней мантии, мощность которого оценивается в пределах (50–150 км) и перепадами температуры (300-650°К). Эти оценки соответствуют состоянию конвективной неустойчивости (Жарков, 1983) слоя, поэтому изменения прежде всего его мощности  из-за перемещения ядра Земли под действием сил Робинс-Магнуса (Магнус, 1974; Авсюк, 1988) может создавать области с развитой конвекцией и стимулировать химико-плотностную дифференциацию на границе ядро-мантия, как это предполагается рядом авторов (Артюшков, 1970; Сорохтин, 1974; Монин, Кеоджан, 1979), а также, обуславливать развитие зон трещиноватости - проницаемости в перекрывающей его  нижней мантии (Young, Lay, 1989), - своеобразные мантийные "протуберанцы". Эти "протуберанцы" могут положить начало зонам сквозь мантийного растрескивания и, более того, при достижении достаточно высоких уровней – стать путепроводом "проникающей конвекции" (Elder, 1961), но не плумов по масштабности проявления. Не исключено, что такие участки могут стать и зонами возникновения конвективных потоков в понимании сторонников конвективных движений в мантии (Геофизика океана …, 1979). Возможно также, что выявляемые сейсмологическими методами зоны  неоднородностей (повышенных плотностей и скоростей) в мантии могут быть отождествлены с раскристаллизацией таких внедрений на верхних этажах, которые не смогли с энергетической точки зрения достичь уровня литосферы-астеносферы. Аналогичные по механизму включения могут устанавливаться и в пределах самой литосферы, источники которых следует искать в подстилающей астеносфере. Однако, рассматривая возможное перемещение вещества из нижних этажей (внутренних) Земли, необходимо сразу подчеркнуть, что такой перенос оказывает заметное влияние на величину моментов инерции (Яцкив и др., 1976). При этом, если не принимается во внимание «возращение» масс обратно во внутрь Земли в масштабах не менее 2¤3 от поднятых, то изменения моментов инерции расчетных и наблюденных согласовать не удается. В связи с этим, необходимо в гипотезах, в которых перемещение вещества является основой (Сычев, 1984), обязательно предусматривать его возврат (Яцкив и др., 1976).  Это соображение дополняет необходимость замкнутой системы тепломассопереноса, которое следует из конвективного механизма «охлаждения» внутренних областей планеты (Жарков, 1983). Таким образом, теория гидродинамической смазки в приложении к геодинамическому описанию геотектонических  процессов может стать полезным инструментов изучения последствий таковых и, в первую очередь,  при анализе вулканизма как наиболее «осязаемого» из них.

Геодинамические следствия

Учитывая, что имеются, по крайней мере, две зоны с характеристиками «смазочного» слоя (на границе ядро-мантия и на границе литосфера-мезосфера), следует полагать, что возможно несовпадение систем координат, связанных с этими вращающимися геосферами. В этом случае должны наблюдаться: система координат всей Земли в целом; система координат, относящаяся к ядру; система координат, связанная с геосферой, объединяющая как единое тело ядро и нижнюю мантию (точнее мезосферу). В теле Земли, в связи с этим, будут развиваться дифференциальные вращательные движения, не всегда совпадающие и, скорее всего, не совпадающие по фазе и амплитуде. Траектории движения индивидуальных центров систем координат будут описывать в пространстве сложную кривую, которая в сумме реализуется на поверхности Земли в виде движения полюса.

В связи с тем, что в разное время преимущество в суммарном движении будет иметь та или иная система координат, это будет выражаться более сложным по сравнению с одиночным рисунком следом перемещения полюса, которое и наблюдается по экспериментальным данным (Долицкий, 1985). Устанавливаемый разброс единичных измерений, по-видимому, не всегда обуславливается точностью измерений, а свидетельствует об указанном выше сложном составе суммарного движения. Сказанное иллюстрируется также и современным знанием фигуры Земли, которая устанавливается по спутниковым данным (Грушинский, 1976). Если Землю представить в виде трехосного эллипсоида, то большая экваториальная ось должна проходить через области экватора вблизи мест с аномальными высотами геоида. Однако, наблюдается асимметрия: в западной части максимум высот геоида смещен в северные широты, восточный – лежит в экваториальной области. Кроме того, западный конец наибольшего экваториального радиуса падает на долготы 0-10° к западу от Гринвича, а восточный – на долготы порядка 30-40° к западу от меридиана 180°, т.е. противоположные концы наибольшего экваториального диаметра асимметричны примерно на 30°. Больше того, асимметрично, в свою очередь, северное и южное полушария. Это выражается в том, что геоид в северном полушарии проходит на 20 м выше полюса, тогда как в южном – на столько же ниже эллипсоида (Шейдеггер, 1987). Отрицательные высоты выявлены у западного побережья Америки и в Карибском море, где амплитуда достигает 50 м; на юге Индии отрицательная аномалия высот геоида достигает 100 м. В целом, Земля имеет "грушевидную" форму (Шейдеггер, 1987), при которой наблюдается несимметрия южного и северного полушарий, о чем сказано выше (расстояние от южного полюса до центра тяжести Земли на 20 м больше такового от северного). Две трети всей суши находится в северном полушарии, и лишь треть ее расположена в южном. Большая часть островных дуг, океанических хребтов и глубоководных желобов расположена к северу от экватора. Однако на южном полюсе Земли располагается самый высокий континент планеты – Антарктида, в тоже время на ее северном полюсе расположен Северный ледовитый океан, площадь которого практически равна площади Антарктиды (Баранов и др., 1986). Тихий океан, покрывая 35% поверхности Земли в северном и южном полушариях, образует меридианальную асимметрию планеты. Несомненно, что это находит отражение в динамическом состоянии Земли. Ее современная фигура  соответствует современной скорости вращения, однако, современное вздутие планеты несколько больше того, каким оно должно быть при полном равновесии. Это связано, скорее всего, с большей 10²⁴ –10²⁶ пуаз вязкостью нижней мантии и приливное трение не может привести к равновесию. При этом форма вздутия отстает от равновесной на 10 млн. лет (Дедеев, Куликов, 1988). По геомагнитным данным, главный диполь отстает от центра тяжести Земли на 436 км и наклонен относительно оси вращения примерно на 11,5°.

В заключение, последнее совместное рассмотрение гравиметрических и геомагнитных длинноволновых компонент полей показало (Hilde, Malin, 1971), что существует высокая корреляция между этими самыми низкими гармониками полей при  повороте одного из них по долготе на 160°; что обусловлено физической причиной, связанной с неровностями границы ядро-мантия и вызываемыми ими изменениями структуры гидродинамических течений во внешнем ядре. В связи с тем, что сцепление мантии и ядра обуславливается значениями электропроводности мантии, весьма примечательными становятся данные о возможной генеральной дисимметрии этих значений в северном и южном полушариях. Если это так, то должно наблюдаться и некоторое проскальзывание этих полушарий друг относительно друга. Возможно, что поверхностным выражением этого движения является Средиземноморско-Азиатский субширотный разлом на западе и субширотные зоны разломов на востоке. Во всяком случае, определенный относительный сдвиг структур вдоль этих разломов усматривается (Долицкий, 1985). Реконструкция глобального поля напряжений, выполненная рядом авторов показала, что существует осевая симметрия этого поля относительно контуров Африки и Тихого океана. Возможный механизм этого феномена связан (Долицкий, 1985) с глобальным пластическим потоком масс земной коры малой амплитуды. Было сказано, что угловая скорость этих движений достигает максимальных значений в экваториальной области относительно  полюсов вращения (Южной Африки и антинодальной части Тихого океана). Вблизи полюсов эта скорость падает. Последнее обуславливает развитие деформаций кручения и отвечающее этой деформации поле напряжений. В целом, рассмотренные особенности фигуры Земли, находят отображение в обобщенном гравитационном поле, которое более мозаично, нежели те глобальные черты, о которых говорилось выше. Однако и в нем наблюдается указанная асимметрия и выявляется преимущественное направление аномалий с северо-запада на юго-восток.

Таким образом, весь комплекс данных (геофизических, геологических и астрометрических) свидетельствует, что фигура Земли соответствует не абсолютно твердому  телу, вращающемуся вокруг стабильной  оси вращения, которая проходит через ее центр тяжести, а вокруг мгновенной оси вращения, которая является следствием  перемещения внутри планеты масс вещества. Последнее, в свою очередь должно приводить (Вуллард, 1963; Баранов и др., 1986; Молоденский, Крамер, 1961) к изменению тензора инерции и, следовательно, к изменению главных центральных моментов инерции Земли и ориентации ее главных центральных осей инерции относительно осей координат ее фигуры. В настоящее время установлено, что оси земной системы координат не совпадают с главными центральными осями инерции, а средний полюс не совпадает с полюсом инерции. Отмечается также эксцентриситет границ оболочки относительно ядра, на что указывалось выше. По анализу спутниковых наблюдений удалось установить существование в мантии конвективных течений со скоростью около 1 см/год (Баранов и др., 1986), а также нутацию вектора кинетического момента одной оболочки (Молодецкий, Крамер, 1961). В связи с тем, что "вещество Земли не обладает конечным сопротивлением, ее мгновенный полюс вращения будет всегда следовать за полюсом инерции в движениях, обусловленных медленной конвекцией в мантии и может занимать в течение геологических эпох практически любые положения на поверхности Земли" (Яцкив и др., 1976, стр.63).

Вместе с тем, остается не выясненным вклад каждой из геосфер в суммарное движение. Выше рассмотрено три возможных геосферы, которые могут оказать влияние на перемещение полюса по поверхности Земли: литосфера с прилегающей частью астеносферы; дифференциальное движение возможно, скорее всего, относительно мезосферы. Экмановские пограничные слои располагаются на ограничительных поверхностях смазочных слоев. По данным многих авторов (Артюшков, 1978; Жарков, 1983) динамическая вязкость этих слоев значительно ниже как верхнего (т.е. самого смазочного слоя), так и нижнего (переход к  мезосфере) ограничений зоны прилипания. Вторая разграничительная зона выделена на уровне подошвы нижней мантии и ядра. Здесь также  выделяются Экмановские слои, совпадающие, скорее всего, со слоями прилипания, вязкость которых оценена на уровне 10⁹ пуаз и менее (Молоденский, 1982), что позволяет сделать вывод (из-за малой величины вязкости) о том, что приливные вариации скорости вращения Земли должны описываться уравнениями изменения инерции оболочки. Так как этот вывод получен на периодах, превышающих час (60 сек), то он может быть распространен и на более длиннопериодные изменения (Молоденский, 1976).

Полагая, что короткопериодные (суточные и полусуточные компоненты изменений) составляющие приливов могут реализовываться в геологических процессах через достаточные по длительности значительные временные интервалы, можно утверждать о преимущественном вкладе в эти процессы так называемых долгопериодных компонент лунно-солнечных приливов. Эти приливы вызывают изменения момента инерции Земли относительно оси вращения и приводят к наблюдаемым вариациям скорости вращения планеты и, естественно, к тем внутрипланетным перестройкам, о которых говорилось выше. Известно, что (Вращение …, 1982) момент инерции ядра составляет 10-12% момента инерции Земли. Поэтому основное влияние на перемещение мгновенной оси будет оказывать деформации внешней оболочки.

Смещение ядра под действием Луны-Солнца вызывают колебательные изменения его момента инерции. При этом постоянство момента количества движения, которое вытекает из закона сохранения углового момента, приводит к передаче момента количества движения от ядра к оболочке. Таким образом, при ускорении вращения ядра происходит торможение оболочки и наоборот. Энергия колебания внутреннего ядра равна около 3×10²³гсм²¤сек². Через жидкое ядро эта энергия передается (Авсюк, 1973) в виде изменения давления внешней оболочке. Оценки изменения кинетической энергии вращательного и орбитального движения в системе Земля-Луна, по данным современных астрометрических измерений параметров этой системы, дают величину 3,9×10²³эрг, что соответствует диапазону вариаций расстояния Земля-Луна порядка 8 радиусов Земли и ожидаемые наклоны экватора к эклиптике 17-30°.

Известно, что в результате уменьшения скорости вращения Земли теряется около 7×10²⁶эрг кинетической энергии в год (Яцкив и др., 1976), что значительно превосходит энергию перемещения внутреннего ядра. Следовательно, основной вклад в замедление вращения Земли, по-видимому, вносит система "литосфера-мезосфера", а система нижняя "мантия-ядро", скорее всего, является "пусковым устройством" процессов на границе ядро-мантия, обеспечивая реализацию их в соответствии с траекторией перемещения ядра под действием Лунно-Солнечного притяжения. Различие моментов, действующих на различные геосферы, приводят к их дифференциальному движению.

Приближение сферического подшипника.

Компонента главного момента инерции "C" относительно мгновенной оси вращения компонента z по астрометрическим и спутниковым данным имеет величину, равную C = 8,04×10⁴⁴гсм². В приближении сферического подшипника из гидродинамической теории смазки аналог этого момента – главная компонента силы вязкого трения L_z, приложенная к поверхности внутренней геосферы, имеет вид (Лойцянский, 1978, стр.423, ф. 197):

L_z = - R⁴ ω (1-λ) cosγ K₂ (λ)

где:      R – радиус внешней сферы – срединная линия в литосфере;

e - разница радиусов внешней и внутренней  - поверхность мезосферы или подошва астеносферы - сфер, т.е. мощность смазочного слоя как функция мощности астеносферы;

l - параметр, характеризующий эксцентриситет, т.е. несовпадение центров, равныйотношению амплитуды несовпадения «е» к разности радиусов;

w - угловая скорость вращения внутренней сферы;

m - динамическая вязкость смазочного слоя;

g - одна из координат сферической системы, соответствующая широте;

К₂(l) ®1 при l ® 0 (по определению).

Компонента главного момента силы вязкого трения, приложенная к поверхности мезосферы, при значениях параметров верхнего "смазочного слоя", соответствующих параметрам реальной Земли (Артюшков, 1979; Жарков, 1983) по порядку величин:

R = 6,37×10⁸см; m ~ 10²⁰ пуаз; e~2,5×10⁷см; w~7,29×10^-5рад/с; g = 0 (на экваторе) и l ~ 0; К₂(l) ~ 1,

1. Имеем L_z~4,03×10⁴⁴гсм², что составляет  50% полного значения астрономического. Учитывая большую неопределенность в значениях величин вязкости и мощности «смазочного слоя», полученная расчетная величина момента инерции может быть признана достаточной. Она легко согласуется, если значение вязкости будет определяться с учетом так называемой горизонтальной вязкости (Толкунова, 1973), т.е. в среднем 2*10²⁰ пуаз, и расчетная величина момента составит 8,06×10⁴⁴ гсм², что соответствует экспериментальному. Это согласование позволяет оценить коэффициент l. Учитывая, что L_z  @ C, получим l = 0,6. При мощности "смазочного слоя" e = 250 км имеем эксцентриситет мезосферы и литосферы, равный 150 км, который по порядку отвечает реальным величинам и выражается в изменениях мощности астеносферы под континентами и океанами в различных регионах Земли.

Сила вязкого трения направлена в соответствии с эффектом Магнуса (Лойцянский, 1978) преимущественно вдоль оси вращения (перпендикулярно потоку жидкости), хотя может достигать значимых амплитуд относительно других осей координат, если внутренняя геосфера будет иметь и поступательное движение относительно внешней геосферы. Для внутреннего ядра Земли такое движение установлено. По данным Ю.Н. Авсюка, внутреннее ядро движется относительно центра масс Земли с периодом половину синодического месяца; амплитуда этого короткопериодного движения достигает 1,5 м, а форма движения для неподвижного наблюдателя, находящегося на северном полюсе, представляет систему сходящихся и расходящихся спиралей. Более длиннопериодные колебания, судя по траектории движения геомагнитного и географического полюсов по поверхности Земли, имеют близкий по форме циклонический рисунок, но с большими радиусами элементов таких спиралей - вихрей (Долицкий, 1985). Учитывая тот факт, что земное ядро описывает движения не только в плоскости экватора, проекция которых видна на полюсе в виде таких спиралей, но и вдоль мгновенной оси вращения планеты, т.е. имеет вертикально ориентированное поступательное движение за счет силы Магнуса–Робертсона, то упомянутый выше эксцентриситет геооболочек будет также переменным по месту. Это должно  приводить к изменению мощности, например, астеносферы в зависимости от геологического времени, а как следствие – к геотектоническим движениям. По современным данным, если центр главного геомагнитного диполя совпадает с центром ядра, смещение последнего относительно центра масс может достигать 400 км и более (Дедеев, Куликов, 1988). В связи с этим мгновенный центр масс планеты будет так же перемещаться по близким по форме орбитам, но, скорее всего, с меньшими параметрами. Представляется, что появление значимых по амплитуде компонент движений относительно других осей координат, проявляются по геологическим данным в конструкциях зон разломов того или иного геологического времени  (Долицкий, 1985).

Таким образом, теорией в приближении сферического подшипника прогнозируется, что:

а) при наличии неровностей на поверхности опорных оболочек за ними по ходу течения смазки возникают кавитационные  разрушения поверхностей и возбуждаются локальные вихревые  (турбулентные) течения. В нашем случае, такие течения должны возбуждаться на входе в термальный клин, геометрия которого напрямую связана с указанной выше областью сочленения континентальной и океанической литосфер в той его части, где намечаются  "литосферные корни"  Восточно – Камчатского вулканического пояса (Аносов и др., 1978);

б) в случае неравномерного (ускоренного или замедленного) вращения опорной поверхности подшипника  смазочный слой превращается в слой с переменной мощностью либо из-за всплывания под действием силы Магнуса – Робертсона (Магнус, 1974) внутреннего ядра – сферы нижней мантии в период ускоренного вращения, либо из-за их погружения  в момент  замедления такового (Авсюк, 1996). Такие внешние воздействия создают дополнительные возмущения в характере течений смазочной жидкости и провоцируют возникновение нелинейного поведения "мягкой" среды в виде эффекта "расклинивания" опорных поверхностей и разрыва сплошности  Экмановского слоя. В возникающих "разрывах" создаются условия декомпрессии и "кавитационного схлапывания", последствием которого и является "вскипание" смазочного слоя. Проявления таких нелинейностей описаны при решении задач термальной конвекции (Каракин и др., 1974; Каракин, 1975; Сорокин, 1983; Ardes et al., 1997 и др.) численными методами или на моделях – центрифугах (Гринспен, 1975; Симановский, 1983). Полученные теоретические результаты впечатляют хотя бы потому, что они с высокой точностью совпадают с теми экспериментальными данными, которые получены в метеорологии при изучении гигантских  смерчей – торнадо – тромбов (Шулейкин, 1953; Наливкин, 1969) как по динамике и кинематике самого явления, так и по месту (траекториям движения) их возникновения и перемещения, и согласуются по месту возникновения с геотектоническими аномальными зонами (Пейве, 1961; Кутейникова  и др., 1987; Дмитриевский и др., 1993) для Дальневосточной зоны переход

Флюидо – магматическое торнадо

Cопоставляя условия возникновения смерчей - торнадо с вихревыми движениями, возбужденными на неровностях опорной поверхности сферического подшипника или в местах резкого сужения смазочного канала, можно получить (рис. 5) один и тот же тип вихревой колонны (Гринспен, 1975, рис. 2.21; стр. 114; Лойцянский, 1975;  Ardes et al, 1997, рис.5-8, С.57-59). Разрабатывая теорию смерчей – торнадо большинство исследователей исходили из того факта, что "хобот торнадо всегда работает как гигантский пылесос"  (Наливкин, 1969; рис.91, С.187),  тогда как ядро смерча (внешняя плотная оболочка, видимая как черное субвертикальное тело) – характеризуется практически сверхзвуковыми скоростями потока воздуха. Теоретические модели этого процесса,  впервые предложенные еще Вегенером (Wegener, 1917), и модель,  развиваемая В.В. Шулейкиным (Шулейкин, 1953, раздел 13, вслед за американцем Бруксом (1949: цитир. по Наливкин, 1969, С.187))  на основе циркуляционной теории, во многом, коррелируют с  двумерным распределением «слоя  прилипания – Экмановским слоем», в котором существуют максимальные градиенты изменений  практически всех  реологических параметров.

Согласно (Гутман, 1957), вихрь, порождающий смерч, обусловлен воздействием вращательного момента, который возникает на, так называемой, "материнской поверхности" (предложена Вегенером в 1911 г.: цитир. по Гутману, 1957, С.81) и далее развивается как вихревая спираль Архимеда, в которой радиус витков изменяется вдоль оси его вращения в зависимости от числа витков. Форма смерча – торнадо определяется суперпозицией вращательного движения по спирали Архимеда и поступательного по оси, т.е.  образуется  коническая  форма  движения.  При  этом отмечается одна важная деталь – в сечение смерча

 установлены два встречных потока воздуха, один из которых направлен вверх, другой – вниз: радиальная составляющая ветра в смерче мала, а воздух вовлекается с боков, так, что «смерч  действует как мощный насос» (Гутман, 1957, С.87). И далее, для того, чтобы возник смерч, необходимы как минимум технические условия, при которых начинает работать так называемая «вихревая труба Ранке» (ВТ). Вопросы вихревых движений и их энергетика, в целом, обсуждаются (Лукъянчук, 1991) и в монографии (Потапов и др., 2000). В последней отдельным разделом рассмотрены и вихревые движения в тайфунах и смерчах на базе «парадокса вихревой трубы»: направление вращения газа по оси (т.е. центрального) оказывается противоположным направлению вращения основного (т. е. периферийного, в теле смерча)  вихревого потока газа в вихревой трубе. Более того, что особенно  важно  для понимания  магматического   процесса,   тип   и   динамика   вихревого движения определяются «конструктивными особенностями вихревой трубы»: в одних случаях она может работать как холодильник, в других – как нагреватель (Финько, 1983). В вихревом охладителе Финько, имеющем вихревую трубу, периферийный поток газа движется по расширяющейся конической спирали, а встречный осевой поток – по сужающейся. Такую конфигурацию потоков в ВТ и в торнадо определяет геометрия стенок аппаратов и тела смерча (Потапов и др., 2000). При изменении геометрической конфигурации ВТ – можно получить обратный эффект саморазогрева (Мартынов, Бродянский, 1975).  Эти «парадоксы»  были открыты и описаны французским инженером Ж. Ранке еще в 30-тые годы прошлого века и позволили создать аппараты разделения газа в ВТ на горячий пристеночный (т.е. вдоль образующей тела конуса)  и холодный осевой вихревые потоки. В.Е. Финько модернизировал трубу Ранке, вложив встречно – телескопически два конуса и получил либо охладитель, либо нагреватель в зависимости от вертикальной ориентировки внешнего конуса (Финько, 1983). Примечательно, что подобные эффекты наблюдаются в природе (рис.6) при развитии смерчей типа «вращающихся термиков» или вращающихся струй (Вульфсон, 1954).

          Таким образом, можно констатировать, что наличие под полуостровом Камчатка термального трехмерного клина, внутри которого происходит перетекание вещества со скоростями и в направлениях, напрямую зависящих от ротационного режима Земли, позволяет  предполагать (Широков,  1977;  Гущенко,  1985)  тесную  зависимость глубинноймагматической активности от интенсивности течений вещества в этом термальном клине, т.е. от ротационного режима планеты. Действительно, согласно экспериментальным данным и теоретическим расчетам (рис.7), резкое изменение ротационного режима Земли может приводить к возникновению мощных вихревых движений в Экмановских верхнем (на подошве литосферы)  или нижнем (на подошве астеносферы) слоях (Новиков, 1969; Калашников и др., 1970; Дубровский, 1985), которые создают условия и энергетическое обеспечение для зарождения "флюидо–магматических торнадо", развивающихся поперек основного течения в субвертикальном направлении. Эти  торнадо начинаются с капиллярно–вихревых  движений  в  направлении   возникновения   больших   турбулентных вихрей в условиях преимущественно "ползущих" (Педлоски, 1984; Ишлинский, 1984; Монин, 1988) течений астеносферы с быстрым переходом к вертикально (т.е. поперек основного) ориентированным  ускоряющимся движениям вихревой спирали Архимеда (Фоминский, 1998).

Концептуально, предлагаемый механизм возникновения и транспортировки магмы - вулканическое торнадо - может быть представлен в следующем виде.

В соответствии с эволюционной схемой Ю.Н. Авсюка (Авсюк, 1996, стр.171) ротационный режим Земли (рис.8) изменяется от «замедления» через фазу стационарного (твердотельного)  вращения  к  «ускоренному»  и далее  с  наблюдаемой периодичностью  80 млн. лет (точнее, к одной трети галактического – астрономического года (Федоров, 1989; Ясаманов, 1993а, б; Хаин, Ясаманов, 1993), который по разным данным равен 215 - 230 млн. лет)).

В случаях резкого изменения ротационного режима планеты, как следствие - изменяется ее форма: в эпохи ускорения растет "эллипсоидальность", а в эпоху замедления – ее "шаровидность" (Чебаненко, Федорин,1984; Дедеев, Куликов, 1988). Так как эти изменения связаны с изменениями радиусов и поверхности Земли, в преобразованиях участвуют генетически связанные горизонтальные и вертикальные (радиальные) движения. Следует подчеркнуть, что такие изменения охватывают преимущественно наиболее "пластичные и податливые" части  земного сфероида, т.е. слой "D^"  и астеносферу (Anosov et al., 1995). Более того, наиболее значимые изменения радиальной мощности геооболочки следует ожидать в пределах последней, так как она перекрывается существенно более тонкой  и менее прочной по сравнению с мезосферой (нижней мантией), литосферой. Несмотря на то, что такие изменения, по палеогеомагнитным данным, могут достигать за 13-25 млн. лет величин не более 0,1–1,0 процента по отношению к полному современному радиусу (Machado, 1967; Кропоткин, 1970; Кропоткин, Ефремов, 1992), т.е. от 6 до 60 км со скоростью 0,5–1,0  см/ год,  приложение этих величин к мощности современной астеносферы дает изменения на уровне 3–30%. Последнее весьма значительное изменение  и, по-видимому, ощущается в геодинамическом статусе этой геооболочки. По М.В. Стовасу (1963), при уменьшении скорости вращения, когда растет "шаровидность" планеты, происходят меридианальное растяжение высокоширотных областей (от полюсов до 34^ο  широты)  и  меридианальное сжатие низкоширотных (от 34^ο до экватора) и общее долготное горизонтальное сжатие оболочек. При ускоренном движении – все наоборот. Вместе с тем, изменения в ротационном режиме планеты Земля реализуются в качестве последствий не столько в изменениях линейных размеров астеносферы (т.е. ее мощности), сколько в изменениях режимов перетекания вещества или в отличии его вращения от твердотельного режима. Несомненно, что в первую очередь такие "срывы" должны коснутся слоев прилипания – слоев Экмана, которые в наибольшей степени подвержены воздействиям инерционных и ускоряющих сил (Лойцянский, 1975). В зависимости от направленности последних "основным" действующим  из этих слоев будет либо верхний, подошва литосферы, либо нижний, расположенный вблизи границы "400 км".

Изменения твердотельного режима течения вещества астеносферы проявляются в возникновении дифференциальных составляющих (модуляций) в простом Куэттовском течении. Как правило (Никитина, 1990), такие возмущения проявляются наиболее отчетливо  (см. выше) в пограничных слоях на внутренних и внешних сторонах сферических оболочек - слоях прилипания, - в слоях Экмана (Лойцянский, 1975). Магнитуда возмущений определяется интенсивностью турбулентности (завихренности) и появлением вихревых движений (вихрей), которые в реологически стратифицированной вращающейся среде провоцируют возникновение поперечного по отношению к главному потоку, тепломассопереноса в форме вихревых спиралей Архимеда – торнадо (Гринспен, 1975;  Потапов и др., 2001). Несмотря на относительно слабую изученность динамики процессов в смерчах – торнадо, основные параметры таковых хорошо известны  (Наливкин, 1969; Гутман, 1975; Симановский, 1983; Педлоски, 1984; Непомнящий, Симановский, 1989)  и детально рассмотрены теоретически с позиций общей теории движений (Финько, 1983; Фоминский, 1998). Было показано, что в условиях тепловой (температурной) неоднородности среды, возникновение торнадо определяется временем зарождения вихревого движения на так называемой "материнской поверхности". В рассматриваемом случае, как определено  ранее,  в качестве таковой выступает либо подошва литосферы на входе в термальный клин, либо поверхность "400 км", которая подстилает здесь первую асейсмичную область СФЗ. Рост тела торнадо  и его теплофизические параметры определяются законами процессов с обострением (Змитренко, Михайлов, 1988) в существенно нелинейной среде подстилающей Камчатку астеносферы в согласии с законами вихревой энергетики (Лукъянчук, 1991; Фоминский, 1998; Потапов и др., 2000).

Несомненно, что базовой составляющей предлагаемого тепломассопереноса энергии является перенос тепла (Теплофизика …, 1990), который  начинается механизмом  лучистого переноса с переходом к электронному и далее к молекулярному, и который заканчивается непосредственно переносом сильно разогретого (скорее всего, перегретого) вещества. Все стадии этого энергетического переноса существенно нелинейные (Воробьев, 1970; 1971; Stiller et al., 1978; Franck, Stiller,1980; Stiller, Franck,1980; Бражкин, Ляпин, 2000), потому что происходят в сложном как по кристаллохимическому состоянию, так и по химическому (соотношение и типы анионов и катионов твердых или почти твердых растворов, или, что более вероятно, твердотельных коллоидных смесей (Белов,1947; 1963; Чухров, 1955; Нарсеев, 1966; Летников, 1966; Перчук, 1972; Воюцкий, 1975; Кагарко, Арутюнян, 1982; Пономарев, Пузанков, 2002)) составу, которые обуславливают  существование значительной нелинейности всех, в первую очередь, теплофизических параметров, начиная с коэффициента температуропроводности, которая для этого параметра выражается   степенной зависимостью от температуры и давления  (Френкель, 1945; Кейес, 1966; Персиков, Эпельбаум, 1979). Следует подчеркнуть существенное влияние на скачкообразное изменение этих параметров, в том числе, возврат тепла, при возвратном изменении кристаллохимического габитуса химических соединений, формирующих поднимающуюся магму в процессе снятия давления при подъеме на более высокие уровни.

Более того, существуют достаточно веские доказательства (Зубарев, 1971; Попова, Бенделиани,1974; Физика и техника…,1980; Действие высоких…, 1986; Штакельберг, Сычев, 1990), согласно которым вещество на глубинах свыше 100–150 км (т.е. при давлениях более 45–50 Kбар) и при температурах более 1200 ^°C, скорее всего, не может рассматриваться с позиций классической механики и теплофизики твердого тела (Электрические …, 1966;  Комов, 1982), а должно анализироваться в рамках сложных коллоидных твердотельных растворов или в виде стохастических (метамиктных тел) молекулярных систем  (Чухров, 1955; Лебедев, 1965; 1969; Зубарев, 1971; Киттель, 1977;  Марч, Паринелло, 1986), характеристики которых в P–T условиях астеносферы  близки либо к бараплазменному (Колясников, 1997) состоянию, либо к экзотической электронной твердотельной плазме, возникающей в обычном силикатном веществе при тектонических движениях (Слензак, 1985). Такие состояния вещества обладают, в первую очередь, нелинейными теплопроводностью и упруго-вязкими параметрами (Самарский и др., 1972;  Бараш, 1988). Для таких сред, как известно, характерны и локализация тепла в узком пространстве (вдоль тепловых трубок (?) Архимедовой спирали), и высокая скорость нарастания температур в этом пространстве, которое может являться своеобразным «направляющим проводником-туннелем» основного этапа тепломассопереноса (Теплофизика…, 1990; Штакельберг, Сычев, 1990), т.е. практически процесс близок к эффекту горения или квазиплазменного тепломассопереноса по механизму шаровой молнии (Самарский и др. 1976; Самарский и др., 1977; Змитренко, Михайлов, 1988; Колясников, 1997)  вдоль этих тепловых трубок. Геометрия (или траектории) таких псевдотепловых спиралей, являющихся гидродинамическим следствием изменений скорости вращения Земли (земного глитча (Лукъянчук, 1981)), определяется динамикой и энергетикой вихревых решеток и вихревых движений (Потапов и др., 2000).

Таким образом, представляется, что в случае замедления вращения Земли «хобот» предполагаемого торнадо (т.е. основание его внешнего конуса), основание которого  располагается на подошве литосферы, протягивается на глубину, во внутрь астеносферы. При этом, внешняя часть будет иметь более низкие температуры, тогда как осевая область – саморазогреваться за счет поступления снизу (эффект пылесоса) высокотемпературного материала и диффузионного разогрева (ВТ– нагреватель). В другом случае (ускоренное), основание конуса вулканического торнадо будет возникать на подошве астеносферы, "хобот" будет вытягиваться вверх в направлении подошвы  литосферы и "затягивать" вещество верхних горизонтов астеносферы вниз, в область высоких температур. Это затягивание должно обеспечить взрывное разогревание вещества и выделение высокоподвижных, обогащенных газом и флюидами магм, которые создадут в теле флюидно-магматического торнадо быстро поднимающиеся встречные потоки вещества. На подошве литосферы в виде кольцевых (малых вихревых) будут развиваться вторичные, наложенные вулканические структуры, в которых температурные параметры  магматических расплавов нарастают от периферии к центру. В то же время, первичные вихревые структурные образования будут характеризоваться обратной картиной, т.е. породы более высокотемпературные  располагаются по периферии, а низкотемпературные – в центральных частях на фоне купольно-сводового поднятия, т.е. именно с такой конфигурацией, которая выделена в Приморье (на Дальнем Востоке РФ) при геологических съемках (Мясников, 1999).

Возможность реализации предложенных механизма и формы флюидно-магматических торнадо подтверждена данными детальной сейсмической томографии в литосфере под  Центральным Французским массивом (French Massif Central), Северная Франция,  где подошва конуса расположена глубже 220–270 км, а «хобот» стремится в пределы нижней части земной коры (Granet et al., 1995)  на глубинах менее 30 км (рис.9).

 Аналогичные структуры (но в виде перевернутого  конуса) описываются в работе Ю.П. Оровецкого (Оровецкий, 1990, С.131). Они имеют форму усеченного книзу конуса. При этом, к периферии вулкано – тектонической структуры, закартированной на поверхности, происходит перераспределение состава магмы от существенно ультрабазитового (т.е., возможно, глубинного и высокотемпературного) до базитовых разностей (т.е. заведомо более низкотемпературных). Также, в районе Ключевской группы вулканов, по сейсмологическим данным, П.П. Фирстов и В.А. Широков (1971) установили на глубинах 100–150 км по затуханию амплитуд и пониженным скоростям аномальную зону, которая, возможно, отвечает верхней, литосферной части конусной структуры вулкано-тектонического торнадо (рис.10).

 В заключении данного обзора следует кратко остановиться на энергетической стороне рассматриваемых процессов, так как это одна из самых запутанных и сложных проблем вулканологии. Действительно, существуют многочисленные попытки оценить энергетический уровень вулканических извержений (Грейтон, 1949; Горшков, Богоявленская, 1965; Рябинин, Родионов, 1964; Поляк, 1966; Ковалев, 1971; Шейнманн, 1972; Федотов, 1982;  Settle, M. 1978; Giardini, Melton, 1989), суммируя которые можно сказать, что единой точки зрения на источники энергии, обеспечивающие вулканизм, нет, а приводимые оценки просто не укладываются в рамки тех энергетических оценок, которые считаются доказанными для планеты Земля за всю историю ее существования и развития. Так, оценки Г.С.Горшкова и Г.Е Богоявленской (1965), сделанные для взрывного извержения вулкана  Безымянный в марте 1956 г., указывают на значение тепловой энергии на уровне (3,8–4,8) х 10 ¹⁸ Дж. при КПД тепловой энергии до 23 % (Giardini,Melton, 1989)  и с учетом энергетических затрат на другие сопутствующие процессы, источник энергии этого извержения должен быть по порядку на уровне 10 ¹⁹ Дж, что при длительности взрыва не более 15–20 секунд (Рябинин, Родионов, 1966) реализованная мощность составит не менее (5–7) x 10 ¹⁷ Вт. По расчетам С.А.Федотова (Федотов, 1982), эта мощность не превысила 10¹⁶ Вт, т.е на 1,5 порядка меньше, но все равно – очень большая для одного извержения. Если сопоставить эту мощность со средней для Земли за  4,67 млрд. лет, то она (Giardini, Melton, 1989, табл.1) превысит усредненную мощность всей Планеты  более, чем на порядок  – 2,0 x 10¹⁶ Вт, а по расчетам С.А.Федотова, сопоставима со средней, планетарной. В то же время, вулканизм является не единственным потребителем энергетической мощности Земли. По данным (Поляк, 1966) усредненный  энергетический источник вулканизма не превышает 2,13 x 10¹⁰ Вт или не более 0,1 % от  всей  планетарной мощности. При этом, средняя  мощность одного, не катастрофического извержения достигает не более (Поляк, 1966) 10⁸ – 10¹⁰ Вт. Таким образом, мощности тепловой энергии, реализуемой при вулканических извержениях, сопоставимы с теми, которые оцениваются в среднем для всей Планеты. Между тем, планетарная мощность имеет множество независимых источников, ряд из которых (например, плотностная – гравитационная дифференциация на границе жидкого – твердого ядер – подошва нижней мантии)  никак не может напрямую влиять на развитие вулканизма и учитываться в его общем энергетическом балансе из-за "размазанности в пространстве и во времени" таковых. Из всех возможных источников энергии, которые могут обеспечить вулканизм,  наиболее реальными будут являться  энергия радиоактивного распада, энергия фазовых переходов и энергия, связанная с ротационным режимом существования планеты.  По данным (Океанология .., 1979, стр. 87), затраченная  суммарная энергия тектоно – магматических процессов  за всю историю Земли составляет 3,6 х 10²⁹ Дж, в т.ч. конвективные потери и потери на излучение - не превышают 3 x 10²⁹ Дж (там же, стр.85) , что соответствует средней тепловой мощности 0,89 x 10¹² Вт. Вместе с тем, вулканизм как процесс должен рассматриваться, по–видимому ближе к импульсным процессам, нежели к тем, которые имеют непрерывно - стационарный в течение длительного времени характер.  Такие процессы, как известно (Ландау, Лифшиц, 1988; 2001), требуют иных подходов при оценке затрачиваемой энергии и выборов источников  такой энергии. В связи с этим представляется, что получаемые при расчетах энергетических параметров извержений «завышенные» оценки, больше соответствуют реальным, нежели средне - планетарные для 4,67 млрд. лет развития планеты Земля. Тем самым, ставится вопрос об источниках энергии в несколько иной плоскости, а именно: нужны не просто источники энергии, а только те из них, которые могут обеспечить импульсный режим ее утилизации. Характерно также, что такая утилизация происходит  не на "размазанном по всей планете пространстве", а строго в определенных местах – в областях тектоно-магматической активизации. Следовательно, размещение геодинамических процессов заведомо будет определяться  неравномерной концентрацией энергетических скоплений – локализацией источников энергии в пространстве и времени.  Безусловно, что работа последних будет происходить на энергетическом фоне, в котором планета "живет и развивается", и оценка уровня этого фона является определяющей.

Тектоно–магматические процессы претендуют в таком случае только на часть фоновой энергетики, но эта часть имеет узко локализованный в пространстве и импульсный во времени характер. С учетом этих замечаний, источниками тектоно-магматических в целом, и вулканических, в частности, могут быть только "импульсно-разрядные или взрывного типа"  источники, в качестве которых наиболее вероятными могут быть ядерные. При этом, под ядерными следует понимать не только общепринятые радиоактивные, но и другие атомно – молекулярные полиморфные превращения с высвобождением большого количества внутриатомной энергии (Кузнецов, 1955; Войткевич, 1961; Шуколюков, Данг Ву Минь,1977;  Колясников, 1984; Белоусов и др., 1999), хотя, естественно, есть и противники таких источников энергии,  не предлагающие серьезной альтернативы (Соболев, 1957).

Вместе с тем, существуют исследования (Неручев, 1982), которые показали, что и радиоактивный распад, энергетическая мощность которого обладает значительным  преимуществом перед всеми остальными в обеспечении тектоно–магматических процессов энергией, имеет импульсно–циклический характер, временные параметры которого хорошо коррелируют с геологическими эпохами и с изотопными аномалиями геологических образований. Было показано также, что радиоактивный распад и эпохи повышенной радиоактивности геологической среды имеют генетическую связь с эпохами  глобального растяжения земной поверхности и происходят либо перед фазой сжатия (складчатости), либо непосредственно после них. Это  позволяет утверждать, что активизации рифтогенеза и вулканических процессов сопровождаются (Неручев, 1982, стр. 197) импульсно–пульсационным характером радиоактивных процессов, который обусловлен влиянием космических факторов. При этом, полный период такой активизации совпадает с галактическим годом (215–230 млн. лет: Ясаманов, 1993), а длительность пульсаций соответствует величине  31-32 млн. лет (Неручев, 1982, стр. 195), которая  близка той, что предсказывается астрометрией  (Федоров, 1989). С учетом того факта, что при некоторых современных извержениях вулканов неоднократно фиксировалось повышение радиоактивного фона и отмечались выбросы продуктов ядерных реакций (Святловский, 1973; Колясников, 1997), участие энергии радиоактивного распада (Ершов и др., 1975: Дерягин и др., 1986; Колясников, 1997; Мазитов, 1989; Липсон и др., 1989) в обеспечении вулканического процесса не является такой уж фантастической идеей.

Таким образом, энергетическое обеспечение предложенного выше флюидно–магматического торнадо видится   в суммарном вкладе общепланетарного энергетического фона, локального импульсного энергетического впрыскивания энергии кавитационного схлопования (вихревой составляющей) и освобожденной внутриатомной энергии полиморфных процессов (межатомных ядерных превращений), происходящих в момент зарождения турбулентности. Кроме того, значительная часть утилизированной в процессе развития вулканизма энергии обеспечивается за счет вихревого (вихревого движения) тепломассопереноса в условиях режимов с обострением.

Предлагаемый механизм тепломассопереноса в вулканическом процессе, безусловно, носит "экзотический" характер. Поэтому необходимо  хотя бы краткое сопоставление его с уже устоявшимися представлениями - конструкциями имеющихся моделей "плюмов" (Добрецов и др., 2001), "мантийных диапиров" (мантийный диапиризм - Оровецкий, 1990), а также других известных механизмов  (Сычев, 1979), чтобы разобраться в ее жизнеспособности. И,  как  показано выше, основными параметрами сопоставления должны быть энергетические затраты и источники и скорости подъема  мантийных потоков.

Известно, что в последние годы набирает силы парадигма "тектоники горячих полей" или "тектоники плюмов" (Добрецов и др., 2000), которая призвана дополнить существующие постулаты тектоники плит с целью приближения последней к реальной геологической обстановке (Милановский, 2000). Вместе с тем, теория горячих точек, которая была составной частью плейттектоники на протяжении многих лет, также как и новая тектоника плюмов мало объясняют как линейную структуру распределения вулканов островных дуг, так и, тем более, их эшелонированное распределение на фоне этой линейности (Сергеев, 1976). Другой, возможно, не менее важной проблемой развития вулканизма в островных дугах является энергетическая, то есть, откуда и в каком объеме поступает энергия не только для нагрева вещества до точки плавления, но и для компенсации удельной теплоты плавления (Аносов, 2000). Кроме того, имеются серьезные разногласия по поводу  необходимых температур в области возникновения расплавов, скоростей подъема магм к дневной поверхности  и т.п., т.е. попытка детализации параметров процессов, которые обеспечивают протекание вулканизма, мгновенно создает значительные трудности при нахождении необходимого энергетического обеспечения (Сычев, 1979; 1985).

Известно, что при допущении процесса субдукции океанической плиты  под островные дуги создается иллюзия автоматического устранения указанных выше трудностей (Сорохтин, 1974; Добрецов и др., 2001). Однако, при более детальном просчете (например, величина теплоты, выделяемая при так называемом "трении субдуцирующей плиты") энергетических равенств, возникает дефицит, который не может быть преодолен в рамках данной парадигмы (Сычев, 1979). Формальное рассмотрение данной проблемы в форме  фиксации зависимости динамики вулканических извержений в островных дугах от «минимальной  мощности зоны плавления» (Добрецов и др., 2001, С. 272) , не выдерживают критики хотя бы потому, что не указывается источник энергии для начала плавления в этом слое и, тем более, энергии, поддерживающей этот процесс в течение миллионов лет. Более того. вытекающие из сделанных посылок скорости подъема магмы в 28 км/млн лет (по сравнению  со скоростью подъема базальтов при Толбачинском извержении с глубины 20–30 км в 1975 г , равной   100-150 м/час или более 850  1200 км/год, или 28 км за 7,77-11,65 суток  Федотов, 1976) – трудно представить без плотностной дифференциации, расслоений магмы, дегазации и т.п., что сводит на нет сделанные авторами оценки динамического развития магматического  процесса (Грейтон, 1949; Сычев, 1979; Giardini, and Melton, 1989). Наконец, в работе (Добрецов и др., 2001) все расчеты по плавлению вещества сделаны для температуры 1200°C и в условиях обводненности субстрата (например, С. 275). Во-первых, уровень температуры явно занижен, т.к. значения температур выходящих на поверхность магм после практически полной дегазации имеют не меньшие значения, чем 1100–1300°C, и должен достигать величин не менее 1400–1600°C (Сычев, 1979), во-вторых, "обводненность" продуктов извержений не обязательно связана с наличием воды на глубинах возникновения расплавов, а может быть следствием прохождения магм сквозь обводненные этажи нижних частей земной коры под вулканами (Хубуная, Аносов, 1998). 

Еще одним интересным фактом может служить игнорирование течений вещества, которое предусматривается и которое моделировалось во многих случаях, связанных с возникновением окраинных (задуговых)  бассейнов, в термальном клине (Isacks et. al., 1968; Reyton, et.al., 2001).  Тем не менее, при анализе вулканических процессов наличие этого течения практически, за редким исключением, не учитывается (Федотов, 1979;  Аносов, 2000; Добрецов и др., 2001), тогда как и это течение, и учет ротационного режима планеты Земля, может значительно изменить существующие представления о первичных магматических очагах под вулканами островных дуг, и об их пространственном размещении.

Действительно, как показано выше, согласно экспериментальным данным и теоретическим расчетам, резкое изменение ротационного режима Земли приводит к возникновению мощных вихревых движений в Экмановских верхнем (на подошве литосферы)  или нижнем (на подошве астеносферы) слоях, который создают условия и энергетическое обеспечение для возникновения колонно-подобных структур (columnarlike arises), т.е. "вулкано–магматических торнадо", развивающихся поперек основного течения в субвертикальном направлении (Ardes et. al., 1997), разделенных участками развития промежуточных «многогорбных выступов» (multi-humped structures), высота которых сопоставима с шириной их основания  (Гринспен, 1975).

С позиций, обозначенных выше, наиболее затратным механизмом обладает механизм мантийных диапиров  (Теркотт Шуберт, 1985), ибо при подъеме диапир должен приподнимать всю вышележащую толщу горных пород до начала их раскола и т.д.; при этом основной источник энергии и силы - гравитационное всплывание, которое обеспечивается  (при всех прочих равных параметрах) дефицитом плотности вещества на заданной глубине (закон Стокса). Таким образом, при подъеме диапир должен выполнять работу против гравитации, которая является суммой энергетических затрат по перемещению собственного веса плюс вес вышележащих пород. Моделирование этого процесса в рамках гравитационной и тепловой неустойчивости (Наймарк, Малевский, 1984) показало, что для условий "стандартной системы литосфера – астеносфера" скорость подъема расплава может составить величины от 13 км/млн. лет до 27 км/млн. лет при изменении вязкости на семь порядков (!).  Полученные результаты близки к таковым работы (Добрецов и др., 2001) и указывают на то, что мантийный диапиризм может рассматриваться как начальный этап рифтогенеза, но не может быть "рабочим механизмом" подъема магм под вулканами и обеспечивать геодинамику вулкано – тектонических процессов (Малевский, 1984, С.59), как это провозглашается Ю.П.Оровецким (Оровецкий, 1990).

Переходя к оценке геодинамических параметров плюмовой концепции вулканического процесса, следует подчеркнуть изначальное линейное расположение вулканических центров Курило–Камчатской дуги,  которое по аналогии с океаническими вулканическими цепями (например, Гавайско-Императорской) хочется увязать с горячей точкой, над которой движется литосферная плита островной дуги, либо, что более вероятно, под неподвижной плитой движется горячая точка (точки). Известно (Добрецов и др., 2001), что плюмы на поверхности Земли представлены в виде вулканических излияний, как правило, щелочного состава. При этом достаточно подробно описываются кинематика литосферных плит, базирующаяся на определении возраста вулканитов и географических координат вулканических центров,  и в меньшей степени, динамика самого вулканического процесса. В частности, только в последние годы были сформулированы основные критерии, по которым  плюмы стали называться плюмами (т.е. "струями"), а не горячими точками. Вместе с тем, природа  плюмов базируется на идеях тепловой и химической дифференциации и, чтобы найти решение многих концептуальных трудностей, их возникновение увязали с разделом внешнее (жидкое) ядро – нижняя мантия (слой "D"), откуда они поднимаются до самой дневной поверхности. Если учесть, что геометрически такая структура представляет собой даже не струю, а тонкую нить (в сопоставимых масштабах, возможно, тоньше человеческого волоса), то возможность существования такой нити в расплавленном состоянии при пересечении всей толщи верхней и нижней мантии Земли и в течение миллионов лет, вызывает определенные  сомнения. Приводимые авторами монографии "Глубинная геодинамика" (Добрецов и др., 2001)  результаты лабораторных исследований и численных расчетов не убедительны, хотя бы потому, что не учитывают ротационный режим Земли, дифференциальное вращение геооболочек (которое подтверждается даже в каркасе горячих точек) и данные спутниковых наблюдений (Аксенов, 1977; Burśa, 1983). Тем не менее, главной неясностью приводимых моделей в динамике плюмов остается механизм продвижения расплавов через в общем-то не пустое пространство нижней и верхней мантии. Если для диапиров предполагается подъем верхних слоев и последующий их разрыв для пропуска нового вещества, то для плюмов этот вопрос молчаливо опускается, хотя  это совсем не простая проблема. Не исключено, что наиболее приемлемым решением, если такой механизм неоспоримая реальность, будет механизм лазерного прожигания, т.е. своеобразный гиперболоид А. Толстого или «пробой шаровой молнии» длиной несколько тысяч километров (Воробьев, 1970), который исправно работает непрерывно в течение десятков (не менее 30, см. выше) миллионов лет. Только при этих условиях может быть обеспечена высокая скорость подъема расплавов, которая подчеркивается практически неизменной текстурой и составом включений (ксенолитов) и отсутствием дифференциатов в глубинных расплавах, доставленных на дневную поверхность. Кроме того, предлагаемая концепция плюмов не рассматривает постоянный приток энергии, для поддержания термодинамических характеристик на весь период его существования, так как геометрические размеры (т.е. соотношение высоты–диаметра) не дают возможность развития ни для полномасштабного конвективного притока тепла, ни для перераспределения его по длине потока (Shaw, 1973), как это предполагается в "модели с обратной связью" (feedback-model). Наконец, вулканизм островных дуг резко отличается от такового океанических плит и по возрасту лав в вулканических центрах, и по химическому их составу.

Таким образом, предлагающиеся механизмы и геодинамика вулканизма и магматизма полуострова Камчатка с большим трудом могут быть объяснены с позиций мантийного диапиризма и ни в какой степени не могут  быть сопоставлены с механизмом сквозьмантийных плюмов. Более того, ни тот, ни другой механизмы не позволяют интерпретировать наблюдаемую спиралеообразную геометрию пространственного распределения вулканических  центров.

Утраты и приобретения.

Подведем теперь некоторые итоги.

Итак, что мы теряем, принимая постулируемую концепцию тектоно-магматического развития Камчатского региона? Прежде всего, уверенность в том, что субдукционный механизм является единственно правильной, строго аргументированной моделью зоны перехода океан-континент. Далее, механизм «сквозьмантийных плюмов», вроде бы увязывающийся с этой моделью, а на самом деле противоречащий ей, также кажется не столь беспорочным при критическом рассмотрении.

Посмотрим теперь, какие преимущества несет принятый тип интерпретации геологических данных.

1. Проявившаяся дважды в пределах одного и того же региона вихревая структура имеет циклонический характер с известным для северного полушария разворотом против часовой стрелки.

2. Как видно на рис.11, базит-гипербазитовые массивы северного ареала значительно

более древние, чем их однотипные аналоги южного ареала. Это смещение во времени находит свое логическое объяснение как следствие эволюции единой вихревой структуры. Не трудно подсчитать, что такое смещение происходило со средней скоростью около 9 см/год. Возрастные датировки проявлений вулканизма плиоцен-четвертичного этапа свидетельствуют о том, что  смещение эндогенной активности происходило также  со скоростью около 9,5 см/год. Такие скорости хорошо согласуются со сделанными выше оценками термодинамических движений в астеносфере камчатского региона по существующим методикам (Новиков, 1969; Герценштейн, Шмидт, 1974).

3. Если еще раз обратиться к рис.11, можно заметить, что рассматриваемые в статье этапы проявления пород ультраосновного состава разделены перерывом около 27-30 млн. лет (эоцен, олигоцен, миоцен). С этим  периодом на Камчатке связано формирование многочисленных интрузивных образований преимущественно диоритового и гранодиоритового состава (Геология СССР, 1964, Колосков,1982), которые в предлагаемой модели интерпретируются как многогорбные (multi – humped  structures) внедрения (рис.7). Плутоническая деятельность сопровождалась интенсивным вулканизмом, в составе продуктов которого также преобладают андезиты и более кислые разности. Паузу в проявлении ультраосновного магматизма можно объяснить периодичностью волновых процессов в мантии, период которых  около 30 млн. лет (Святловский, Китайгородский, 1988), что  согласуется с существующими периодичностями тектоно-магматических процессов  (Слензак, 1985; Ясаманов, 1993).

4. Большой интерес вызывают области конечных завихрений рассмотренных вихревых структур, названных нами «стационарными флюидно-магматическими торнадо». Они, действительно являются аномальными участками проявления наименее дифференцированного (высокотемпературного и быстротечного) магматизма. Скорее всего, здесь реализуются условия лучшей сохранности изначальной природы магматических проявлений. На рис. 1. – это ареал крупномасштабного ультраосновного вулканизма (хребты Валагинский, Тумрок, р-он Шаромского мыса (Kamenetsky et al., 1995)), среди которых были обнаружены лампроитоподобные щелочно-ультраосновные породы (Селиверстов и др., 1994) и карбонатиты (Расс, Фрих-Хар, 1987). Здесь же в единственном пока на Камчатке месте обнаружена (Селиверстов и др., 1984) высокобарическая (пироповый гранат, клинопироксен с высоким содержанием жадеитовой составляющей) ассоциация минералов из включений в меймечитах. На рис. 2. аномальный участок соответствует ареалу распространения вулканитов Ключевской группы вулканов. Здесь в наибольшем объеме по сравнению с другими районами распространены высокомагнезиальные базальтоиды, почти на каждом вулкане обнаружены ультраосновные ксенолиты. Район является аномальным по ряду геохимических признаков, а также высокой  флюидонасыщенности  магматических расплавов (Хубуная, Аносов, 1999;  Колосков и др., 2001).

5. Находит разумные объяснения и наблюдаемая пауза в проявлениях ультраосновных ассоциаций (преимущественно андезитовый вулканизм и гранитоидный магматизм эоцен-олигоценового этапа). Для стадии проявления ультраосновных ассоциаций в нашей модели «хобот торнадо»  направлен  вверх и вещественная основа магм – глубинные слои астеносферы. Для этапа паузы – "хобот торнадо" направлен вниз и основа магм – вещество подошвы литосферы.

6. Наконец, решается проблема транспортировки ксенолитного материала (особенно крупнообъемного) в магматическом расплаве. Столь высокие скорости, необходимые для ее реализации (Кутыев, Шарапов, 1979; Щека, 1983), вполне могут быть обеспечены в столбе "флюидно-магматического торнадо". Отсюда вытекает и обратная зависимость – проявление глубинных включений в вулканитах являются своеобразным индикатором вихревых тектоно-магматических систем.

Таким образом, характер проявления магматизма Камчатского региона определяется особенностями эволюции вихревых тектоно-магматических структур, в которых четко просматривается волновой (Святловский, Китайгородский, 1988) характер процесса.

Вопросы вещественной зональности магматических образований в пределах выделенных вихревых структур рассматриваются нами с позиций динамики вулканического торнадо, о котором сказано выше. Как видно на рис. 1 и 2, эти структуры, в первую очередь, маркируются базит-гипербазитовыми ассоциациями, характеризующимися повышенной калиевой щелочностью, либо ассоциирующими с базальтоидами повышенной щелочности (т.е. более глубинных) и флюидонасыщенности (т.е. перегретых, с элементами вскипания). Вместе с тем, по периферии вихревых структур наблюдаются проявления менее щелочного, высокотемпературного и относительно "сухого" магматизма (альпинотипные гипербазиты на рис.1 и преимущественно толеитовые базиты с ксенолитами дунит-гарцбургитовой ассоциации на рис.2). Эта зональность вполне согласуется с таковой для "торнадо с хоботом наверх". Однако, также возможно, что альпинотипные гипербазиты не напрямую связаны с эволюцией вихревой структуры и характеризуются своей геодинамической обстановкой, как это следует из работ С.Е.Апрелкова (Апрелков и др., 2000), Н.В.Цуканова и А.В.Федорчука (Цуканов, Федорчук, 2000). Тем не менее, повторяющаяся зональность в характере проявления этих дунит-гарцбургитовых ассоциаций (как массивов альпинотипных гипербазитов и как ксенолитов в вулканитах) наводит на мысль о том, что они, скорее всего, действительно связаны с вихревыми  структурами длительного и, возможно, унаследованного развития (Слензак, 1972).

Таким образом, можно констатировать, что в пределах Камчатского полуострова, начиная, по крайней мере, с мелового периода дважды проявились следы вихревой тектоно-магматической структуры. Несомненно, что она является отражением на дневной поверхности следов эволюции глубинной флюидно-магматической системы, динамика которой может быть подтверждена и прямыми геофизическими наблюдениями за гравитационным и геомагнитным полями (Крылов, Соболев , 1998).

Работы выполнены при поддержке ДВО РАН (проект 03-1-0-07-004).

            Авторы искренне признательны своим коллегам, принявшим участие в обсуждении и подготовке к печати этой статьи: Мелекесцеву И.В., Пономареву Г.П., Округину В.М., Широкову В.А., Викулину А.В.