Лекции_Общая геохимия

Таблица 3.3. Количество тепла, генерируемого радиоактивными элементами в год (по Е. А. Любимовой, 1961 г.)

Объективным свидетельством существования радиогенного источника тепла в Земле является давно известный факт повышения температур недр Земли по мере увеличения глубины. Величина этого эффекта измеряется числом градусов возрастающей температуры на каждые 100 м глубины (геотермический градиент) либо определяется обратной величиной, так называемой геотермической ступенью — интервалом глубины в метрах, на котором температура увеличивается на 10. Она колеблется от 5 до 150 м/град, составляя в сред-

нем 33 м/град.

В древних щитах геотермическая ступень особенно высока (геотермический градиент мал) по сравнению с молодыми тектоническими областями, особенно теми, где вулканические явления продолжаются до сих пор. Так, например, в центральных частях Украинского щита она равна 60 м/град, в то время как в Донбассе — 30 м/град, а на Центральном Кавказе — 20 м/град и даже достигает 10 м/град. В районах современного вулканизма она составляет уже 6,6 м/град. Характерно, что эта закономерность выдерживается до значительных глубин. Так, например, в Прасковейской скважине (Прикаспийская впадина) на глубине 3420 м Т = 161° С, а в Калифорнии на глубине 4572 м

Т = 130° С.

Тем не менее в связи с тем, что с повышением температуры теплопроводность пород увеличивается, в зоне от 40 до 100 км температура значительно возрастает и, согласно расчетам Е. А. Любимовой, изменяется следующим образом:

Прямым свидетельством генерации тепла в глубинах Земли является тепловой поток, идущий к поверхности, поскольку потеря Землей радиогенного тепла происходит не только за счет вулканических явлений, но и в результате теплоизлучения поверхностью.

Величина теплового потока исчисляется по формуле

Q K dTds кал /(см 2 .сек)

где К — коэффициент теплопроводности горных пород, в среднем равный 0,006 кал/(см . сек. град); dTds — геотермический градиент, варьирующий от 1 до

4 град/100 м.

41

Проведенные исследования показали, что среднее значение теплового по-

тока составляет 1,2 • 10-6 кал/(см2 • сек) или для всей земной поверхности 1,931020 кал/год.

Е. А. Любимова проанализировала причины, вызывающие достаточно постоянный тепловой поток [0,95 кал/(см2 • сек)] для всего Кольского полуострова (табл. 3.4). С этой целью ею был составлен разрез по глубинной скважине (5 км) и далее по сейсмическим показателям на глубину в 35 км (поверхность Мохо). На основе данных о содержании урана, тория и калия в верхней части разреза (пройденной скважины), а также предположительных данных для нижней части разреза ею была вычислена доля радиогенного тепла, генерируемого земной корой. Эта доля составила всего 0,2 кал/(см2 • сек),т. е. основная масса теплового потока—0,75 кал/(см2 • сек) — поступала из мантии. Близкие результаты были получены А. Е. Рингвудом для австралийского континента, где на долю мантийного теплового потока пришлось около 50% всего теплового потока Земли [-0,5 кал/(см2 • сек)].

Таблица 3.4 Расчет теплового потока в районе Печенги (Балтийский щит; по Е. А. Люби-

мовой, 1972 г.)

Если геотермический градиент варьирует достаточно отчетливо от региона к региону, то величина теплового потока, как правило, однородна, лишь в исключительных случаях она отклоняется на 50% от среднего значения.

Это, вероятно, объясняется тем, что тепловой поток функционально связан как с геотермическим градиентом, так и с удельной теплопроводностью горных пород. В то же время, как пишет Ф. Берч (1955 г.), «... установлено, что вертикальный градиент температуры тесно связан с удельным сопротивлением (величина, обратная теплопроводности) местных пород таким образом, что отношение градиента к сопротивлению колеблется гораздо меньше, чем каждая из этих величин в отдельности». О том, что величина геотермической ступени во многом определяется не столько интенсивностью «близсовременной» вулканической деятельности, сколько «удельным сопротивлением» вмещающих по-

42

род, свидетельствует следующий факт, приводимый Б. Л. Чижовым. На Северном Кавказе в районах с выходом кристаллических пород на поверхность величина геотермической ступени составляла 20 м/град. В районе тех же кристаллических пород, но перекрытых малотеплопроводными глинами Майкопского

горизонта, величина геотермической ступени уменьшалась до 10,5 м/град. Так, в одной из шахт этого района замеры показали, что на горизонте 300 м темпе-

ратура составляла 32° С, 400 м — 40° С, 500 м — 50° С, 600 м — 60° С. Следо-

вательно, майкопские глины играли роль теплоизолятора, способствующего накоплению тепла и прогрева пород, что внесло существенные коррективы в размеры геотермического градиента для данного региона.

Значение этого эффекта было оценено и использовано советским геохимиком А. А. Смысловым для вычисления проблематических глубин зарождения магматических очагов. Он обратил внимание на то, что осадочные толщи выступают в роли мощных изоляционных покрышек, под которыми неизбежно должно было бы задерживаться радиогенное тепло (табл. 3.5). Особенно благоприятные условия должны были бы возникнуть в геосинклинальных районах, характеризующихся накоплением мощных осадочных толщ. Температуры, развивающиеся при этом, должны были вызвать расплавление субстрата и перемещение магм.

До сих пор мы рассматривали баланс радиогенного тепла, генерируемого в данную эпоху. Однако, если обратиться к отдельным периодам геологической истории Земли, то можно сделать вывод, о значительно большем ежегодном поступлении тепла в связи с тем, что количество радиогенных элементов, не-

43

прерывно уменьшающееся в Земле в результате радиогенного распада, было ранее большим.

Так, например, общее радиогенное тепло земли складывается из 4-х компонентов, источниками которых являются четыре основных излучателя:

Qобщ QU238 QU235 QTh232 QK 40

Каждый компонент может быть вычислен по формуле dQ ge t dT

Q 0t ge t dT , Q 1 e t 1 g

Где g-удельное количество тепловой энергии, выделяемое в год данным элементом; t- интервал времени, в течение которого происходило радиоактивное излучение (в данном случае возраст Земли – 4,5 млрд. лет); λ-постоянная радиоактивного распада данного элемента (U238; U235; Th 232, K40).

Подобные расчеты, впервые предложенные В.Г. Хлопиным, выполнены Е.А. Любимовой (рис.3.7). Они однозначно указывают на большую роль радиогенного тепла в раннем докембрии; этим можно объяснить значительную распространенность зон активного тектогенеза, отсутствие в прошлом гигантских стабильных платформ и т. д. и тот серьезный перелом в тектоно-магматической жизни Земли в сторону ее затухания, который начался в нижнем протерозое 2500 млн. лет назад. Этот перелом очень точно совпадает с перегибом кривой суммарного радиогенного тепла, получаемого ежегодно нашей планетой, приблизительно в ту же эпоху.

Рис. 3.7. Кривые выделения радиогенного тепла в течение жизни Земли (по Е.А.

Любимовой).

(Q-суммарное тепло; U238; U235; Th 232, K40 тепло, гене-

рируемое отдельными радиоактивными элементами )

Помимо радиогенного источника энергии на Землю поступает 1,36 • 1024 кал/год лучистой энергии Солнца.

Несмотря на то, что значительная ее часть отражается от земной поверхности (60%) либо поглощается атмосфе-

рой, она является причиной жизни и различных гипергенных процессов и на три порядка превышает пай радиогенного тепла. Значительная, хотя и не поддающаяся строгому учету, доля солнечной энергии расходуется на реакции фо-

44

тосинтеза, ведущие в конечном итоге к захоронению растительных остатков — своеобразной консервации солнечной энергии. Такого же рода процесс аккумуляции энергии Солнца, по мнению В. И. Лебедева и Н. В. Белова, происходит при выветривании горных пород, латеритизации, каолинизации и т. д.

Согласно В. И. Лебедеву и В. М. Синицыну, эта энергия при погружении пород на глубину 10—12 км при их перекристаллизации, сопровождаемой экзотермическими реакциями, частично возвращается в атмосферу. Согласно этим представлениям, верхняя часть земной коры оказывается областью былых поверхностных явлений («область былых биосфер», по В. И. Вернадскому), и в этом смысле земная кора (сиалическая оболочка) являет собой гигантскую кору выветривания.

Кроме двух перечисленных источников энергии, Земля, вероятно, обладает еще несколькими менее определенными генераторами тепла. К ним относятся, в первую очередь, гравитационная энергия, связанная с конденсацией рассеянного вещества в однородный шар (энергия аккреции9). Однако учесть ее невозможно, так как пока не ясно, какая ее часть при этом сохраняется в недрах, а какая составляет потерю тепла через излучение в пространство.

Рис. 3.8. Схема тектонического строения земной коры.

По представлениям Е. Н. Люстиха (1948 г.), в результате перестройки первоначально гомогенной планеты в современную с плотным ядром

должно было бы высвободиться около 1,5 • 1038 эрг энергии, соизмеримой с радиогенной. Однако учесть ее в термической истории Земли пока невозможно.

Другим видом энергии является энергия, порождаемая вековым замедлением вращения Земли, так называемый эффект приливного трения, относимый главным образом к начальному периоду жизни Земли, когда Луна находилась ближе к Земле, чем сейчас. К аналогичным источникам тепловой энергии относится также энергия фазовых переходов, например жадеит→-нефелин+альбит+20 кал/г жадеит+кварц→-альбит+8 кал/г

Все эти виды энергии, отличающиеся различной вероятностью их существования, не поддаются строгому количественному учету и совершен-

но по разному действуют на земную кору, изменяя ее тектоническое строение

9 Аккреция — процесс падения вещества на космическое тело из окружающего пространства

45

(рис. 3.8). Основным процессом при этом принято считать субдукцию и спрединг земной коры.

Спрединг (от английского spread — растягивать, расширять) — геодинамический процесс растяжения, выражающийся в импульсивном и многократном раздвигании блоков литосферы океанической коры и в заполнении высвобождающегося пространства магмой, генерируемой в мантии, а также твердыми протрузиями мантийных перидотитов.

Когда концепция спрединга морского дна получила признание в конце 60-х, ее последствия для геологии оказались огромными. J. Tuzo Wilson был один из первых, кто распознал, как тектоника плит могла бы быть применена к геологической летописи.

Действительно, если континенты обосабливаются по рифту, чтобы сформировать океанические бассейны, другие океаны будут закрываться. Этот процесс прослеживается по всей земной истории. Например, океан Лапетус, который плескался между Англией и Шотландией в нижнем палеозое, закрылся в период образования каледонидов10, а позже произошло открытие Атлантики почти в том же самом месте.

Процесс такого образования имеет циклический характер и известен он как Цикл Вильсона:

1) Начинается он с рифтинга континента мантийным диапиром.

2)За этим следует континентальный дрейф, спрединг морского дна и формирование океанических бассейнов.

3)Прогрессивное закрытие океанических бассейнов субдукцией океанической литосферы.

4)Коллизия континентов и окончательное закрытие океанского бассейна.

10 Каледонская складчатость (от лат. названия Шотландии — Каледония, Caledonia) — эра тектогенеза, выразившаяся в совокупности геологических процессов (интенсивной складчатости, горообразования и гранитоидного магматизма) в конце раннего — начале среднего палеозоя (500—400 млн лет). Завершила развитие геосинклинальных систем, существовавших с конца протерозоя — начале палеозоя, и привела к возникновению складчатых горных системкаледонид.

46

где Pb206, Pb207, Pb208 — количество изотопов свинца в минерале, а. е. м.; U, Th

— количество изотопов урана и тория в минерале, а. е. м.; λU238, λU236, λTh232 — постоянные распада изотопов урана и тория12.

Разделив уравнение (4.4) на уравнение (4.3), получаем:

(4.6)

Преимущество этого уравнения заключается в том, что вычисление возраста минерала может быть сделано только по отношению изотопов

свинца (Pb207/Pb206) без определения содержания в нем свинца и урана. В связи с тем, что постоянные распада U235 и U238 весьма различны, накопление Рb207 и Рb200 со временем будет происходить неодинаково и величина их отношения будет зависеть от возраста минерала.

Следовательно, определив в урано-ториевом минерале содержание урана, тория, свинца и изотопный состав свинца, можно по четырем уравнениям, из которых три совершенно независимы, вычислить значения возраста минералов в миллионах лет. В случае совпадения всех четырех значений сомнения в правильности полученной цифры возраста отпадают. Возможность подобного контроля является важной положительной чертой данного метода.

Кроме этого, возраст может быть рассчитан в зависимости от изотопного состава свинца галенита. Для этого есть два пути.

1. Если за современный изотопный состав свинца земной коры принять изотопный состав свинца глубоководных илов Тихого океана и океанической воды, то исходя из известных кларков свинца, урана и тория можно вывести следующие уравнения зависимости изотопного состава свинца земной коры от времени:

где Pb206/Pb204, Pb207/Pb204, Pb208/Pb204 — отношения изотопов свинца в иссле-

дуемом образце; 19,04; 15,69 и 39,00 — соответственно значения отношений свинца Pb206/Pb204, Pb207/Pb204, Pb208/Pb204 в свинце современных илов Тихого

океана (средние из трех анализов); 12, 15; 0,089 и 46,48 — коэффициенты, вычисленные на основании ныне принятых кларков; соответственно U238=3.10-4%;

12 В геологической литературе большинство расчетов возраста сделано по номограммам Калпа, Бейта

иБрекера. В наших вычислениях мы пользовались ими же, иногда округляя значения постоянных λ до второго знака. В дальнейшем более целесообразно пользоваться таблицами Стиффа, Стерна, Оширо

иЗенфтла с более точными значениями постоянных (10-10 лет-1)

48

U235/U238= 1/137,7; Th/U=3,7; Pb=1,6.10-3%; 0,154; 0,972 и 0,0499 — постоянные

распада λU238, λU235 и λTh232 с учетом возраста t, выраженного в 109 лет.

Вычисленные величины Pb206/Pb204, Pb207/Pb204 и Pb208/Pb204 для различных значений t позволяют вычертить кривые временных изменений средней распространенности изотопов свинца в земной коре. При этом точка пересечения кривой Pb207/Pb204 с осью абсцисс (5,3 млрд. лет) указывает на вероятный возраст элементов (момент образования U235) и, видимо, является верхним пределом возраста Земли.

Изотопный состав свинца, выделенного из троилита железного метеорита и практически не содержащего урана и тория, оказывается наиболее низким по содержанию радиогенных изотопов свинца и может, по-видимому, указывать как на возраст самих метеоритов, так и на возраст Земли.

При вычислении было принято, что свинец железных метеоритов является первичным свинцом протопланеты, а изотопный состав свинца каменных метеоритов с более высоким содержанием радиогенных изотопов представляет собой смесь первичного свинца и свинца, возникшего в результате распада урана. В этом случае отношение Pb207/Pb206 в новообразованном свинце могло бы быть использовано в формуле (4.6) в качестве левого члена уравнения для решения его относительно t. Значения Рb207/Рb206 можно получить простым вычитанием изотопного состава свинца железного метеорита из изотопного состава каменного метеорита.

По изотопному составу разных метеоритов были получены близкие величины возраста - в среднем 4,5 млрд. лет (табл. 4.1).

2. Второй путь расчета был предложен А.И. Тугариновым на основе известного значения изотопного состава первичного свинца (свинец железных метеоритов) и современного (океанического) (табл. 4.2). Полученные уравнения отличались лишь коэффициентами:

49

Очевидно, что для определения возраста свинца целесообразнее пользоваться уравнениями (4.10) — (4.12) (см. табл. 4.2). При этом отчетливо видно более близкое совпадение истинных значений возраста с получаемыми по соотношению Pb208/Pb204, что, вероятно, связано с большей подвижностью в природе урана, чем тория, а это, в свою очередь, приводит к более частым анома-

лиям при определении возраста по двум последним отношениям изотопов, нежели по Pb208/Pb204.

Из ранее сказанного следует, что изотопный состав свинца руд может дать лишь приближенную оценку возраста свинцового месторождения. Существенным фактором, влияющим на изотопный состав

П р и м е ч а н и е . Авторы определений № 1 , 6— К. Паттерсон ( 1 9 5 5 г . ) , № 2— С. Коллине и др. ( 1 9 5 4 г.), № 3, 4 — А . И . Тугаринов и С. И . Зыков ( 1 9 5 6 г . ) , № 6 —К - К. Жиров и др. ( 1 9 5 7 г . ) .

50