авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 9 |

«Федеральное агентство по образованию ГОУ ВПО «Белгородский государственный университет» Филиал Российского государственного гидрометеорологического университета в г. Туапсе ...»

-- [ Страница 2 ] --

Согласно учениям о круговороте вещества и о геосинклина лях, преобразование осадочных пород в метаморфогенные и со путствующий орогенез характерны для областей активной седи ментации. Учитывая местоположение последних, полный (за вершенный) цикл превращения горных пород приурочен, глав ным образом, к активным континентальным окраинам. «Действи тельно, – отмечал в свое время А.Холмс, – лишь в орогенических поясах завершается полный цикл изменения пород в региональ ном масштабе» ([172], с. 434). «Прогонка» через области денуда ции, особенно орогенические пояса, некоторой части астено сферного вещества, вытесняемого со стороны областей седимен тации, способствует геохимической акцентации континентальной литосферы и ее утолщению. Что касается собственно океаниче ской литосферы, то она характеризуется неполным циклом кру говорота вещества. В ее пределах не происходит регионального метаморфизма и орогенеза – за исключением небольших облас тей океанических геосинклиналей, генетически связанных с уз кими зонами активного осадконакопления (пп. 3.1, 3.4).

Можно констатировать, что на земном шаре имеются облас ти полного и неполного круговорота вещества. Однако такое раз личие не является постоянным и абсолютным. По мере разраста ния континентов прилегающие к ним океанические области ста новятся зонами активной седиментации. Рано или поздно они во влекаются в геосинклинальную переработку и претерпевают за вершенный цикл преобразования осадочных пород. Аналогичные события происходят в областях зарождения и развития микро континентов. В то же время континентальные платформы выбы вают из зон полного цикла. Только отдельные их участки – авла когены, где возрождается своеобразный геосинклинально орогенный режим, вновь претерпевают завершенный цикл.

Поскольку завершенный круговорот вещества реализуется в геосинклинально-орогенных системах, закономерности кругово рота тесно связаны с динамикой этих систем. Вместе с тем пара метры круговорота зависят и от других функциональных состав ляющих ГГС: биосферы, глобальной климатообразующей систе мы, разломно-магматических систем, литосферы и астеносферы.

Комплексную природу геологического круговорота вещества можно считать одним из проявлений эмерджентности ГГС – не сводимости свойств этой системы к сумме свойств отдельных ее составляющих.

2.2. Проблема источников энергии круговорота вещества литосферы Перейдем к рассмотрению составляющих круговорота ве щества литосферы с точки зрения их энергообеспеченности. В качестве составляющих будем выделять приток базитовой магмы из астеносферы, экзогенную стадию круговорота (денудацию, осадконакопление, образование осадочных пород) и эндогенную его стадию (метаморфизм осадочных пород, гранитоидный маг матизм и орогенез).

Выплавление из астеносферы базитовой магмы, ее поступ ление к поверхности литосферы по глубинным разломам и воз никновение соответствующих изверженных пород (вулканитов) – это процесс, достаточно понятный в энергетическом отношении.

Источником тепла для селективного плавления астеносферного вещества является теплозапас верхней мантии, пополняемый за счет распада радиоактивных элементов.

Геологи давно обратили внимание на зависимость темпера туры плавления вещества (Тпл) от давления (Р), которая описыва ется уравнением Клаузиуса – Клайперона [147]:

dTпл Т пл (Vж Vтв ), (2.13) dP L где L – удельная теплота фазового перехода, VЖ и VТВ – удельные объемы жидкой и твердой фаз.

Это уравнение мы можем представить в виде:

Тпл = (Тпл/ L)(Vж – Vтв)Р. Множитель при Р здесь положи тельный, так как Тпл / L 0 и Vж – Vтв 0. Тем самым связь Тпл с Р является однозначной. В соответствии с ней, если возникает глубинный разлом, рассекающий литосферу, и происходит локаль ное падение литостатического давления в кровле астеносферы (Р 0), то имеет место понижение температуры фазового пере хода (Тпл 0). Как следствие, некоторая часть теплозапаса асте носферы, связанная с разностью между фактической температу рой астеносферного материала и температурой фазового перехо да сравнительно легкоплавких минералов, расходуется на селек тивное плавление.

Опираясь на эти теоретические позиции, еще в начале про шлого столетия геологи объяснили такие явления, как связь эф фузивной деятельности с разломами, существование цепей вул канов и вулканических островов, вулканическая активность на пересечениях разломов [189]. Впоследствии рассматриваемый декомпрессионный механизм выплавления магмы из астеносфе ры изучался в его физических основах и геологических приложе ниях [65, 67]. Открытым остался вопрос о природе глобальной сети глубинных разломов. Он находит свое решение в работах [127, 130, 133] и обсуждается ниже (гл. 5).

На протяжении последних 160 млн лет объем земной коры увеличился, за счет вулканитов, на 590 млн км3 [167]. В этой оценке принимается, что в позднеюрско-плейстоценовое время сформировался так называемый «второй» слой океанической ко ры, содержащий более 550 млн км3 эффузивов, а приращение объема эффузивов на континентах составило около 40 млн км3.

Согласно этим данным, выплавление базитовой магмы в астеносфере Земли происходило со средней скоростью Vб/t = 3,8 км3/год. Соответствующие затраты тепла можно рас считать по формуле Vб WПЛ б L б (2.14), t где б – плотность базальтов, Lб – теплота их плавления.

Принимая б = 3000 кг/м3 и Lб = 400 кДж/кг, находим, что WПЛ = 4,56·1018 Дж/год. Радиогенное тепловыделение Земли, соз дающее тепловой поток плотностью 0,06 Вт/м2, обеспечивает глобальную теплогенерацию Qгл = 9,5·1020 Дж/год. Радиогенное тепловыделение в астеносфере (Qа) составляет около 30 % от Qгл.

Если выплавление базальтовой магмы связано только с Qа, то на этот процесс расходуется 1-2 % от Qа. Энергетической проблемы подпитки литосферного круговорота вещества базитовой магмой, очевидно, не существует.

Денудация, седиментация и литогенез включают всю сово купность экзогенных геологических процессов, участвующих в круговороте вещества литосферы. В геологической науке твердо установлена главенствующая роль для их поддержания энергии солнечной радиации. В отношении геологического прошлого П.П. Тимофеев и его коллеги отмечают: «Солнечная радиация на геологической стадии существования Земли остается постоян ным источником энергии для большинства геохимических про цессов на земной поверхности» ([151], с. 37).

Инсоляция задействуется в геологическом круговороте ве щества не только и не столько непосредственно, сколько опосре дованно после ее преобразований в глобальной климатообра зующей и глобальной экологической системах. Результатами преобразований являются температурный режим на поверхности Земли, циркуляция атмосферы и океана, глобальный влагооборот, возникновение и стаивание ледников, колебания уровня океана, функционирование экосистем суши и моря и многие другие про цессы, обусловливающие:

– механическое разрушение горных пород, а также физиче ское, химическое и биологическое их выветривание;

– перенос продуктов разрушения и разложения пород в пре делах суши и морских водоемов в соответствии с бассейновой организованностью тех и других;

– терригенное, хемогенное и органогенное осадконакопле ние в континентальных и морских бассейнах седиментации;

– диагенез осадков и их литификацию в геохимических и термодинамических условиях, свойственных геологической со ставляющей биосферы – стратисфере.

Вряд ли будет ошибкой полагать, что в экзогенной части геологического круговорота вещества прямо и косвенно участву ет вся инсоляция, поглощаемая поверхностью Земли. Однако, ко эффициент полезного действия весьма мал – как в большинстве природных процессов преобразования энергии. На глобальную денудацию, по приведенной в [48, 119] оценке, расходуется при мерно 1,33·1014Вт, что составляет немногим более 0,001 от пото ка солнечной радиации, поглощаемой поверхностью Земли (1,22·1017Вт). Энергетика гипергенеза оценивается в [151] сред ним значением 8,9·1018 кал/год, что составляет 10-5 от суммы сол нечной радиации, поглощаемой поверхностью планеты (9,19·1023 кал/год, или 3,86·1024 Дж/год). Инсоляционный приток энергии является настолько мощным, что вопрос об энергообес печенности экзогенной стадии геологического круговорота веще ства не возникает.

Биосферную область ГГС можно назвать биогеохимическим реактором, где происходят литогенез – превращение извержен ных и метаморфогенных пород в осадочные и рециклирование последних. Процесс превращения, во всем его многообразии, обеспечивает аккумуляцию осадочного материала в океане в ко личестве 25,6·109 т/год, из которого 18,3·109 т/год приходится на твердый речной сток (по данным [79]). Никакой другой геологи ческий процесс не обладает соизмеримыми масштабами массо обмена. Отмеченный факт вполне понятен: литогенез связан с наиболее мощным источником энергии, которым располагают ГГС и Земля в целом. Энергозатратный характер литогенеза оз начает, что этот процесс является эндотермическим и что система «осадочные породы – окружающая среда» превышает по своему энергосодержанию систему «исходные породы – окружающая среда».

Сложность глобального литогенетического процесса за трудняет его исследование. Кроме того еще не сформирован ме тодологически корректный подход к обобщающему его описа нию. Как следствие, представления о термодинамическом харак тере литогенеза весьма противоречивы. Отмеченная ситуация анализируется С.Л. Шварцевым [180] при рассмотрении энерге тики гипергенеза. Опираясь на расчеты стандартной свободной энергии (Гиббса) в реакциях образования глинных минералов при гидролизе алюмосиликатов, этот автор приходит к выводу о том, что реакции гидролиза на всех стадиях выветривания оказывают ся эндотермическими, а не экзотермическими, как считали ранее.

Принципиальная особенность его работы заключается в рассмот рении системы «вода – алюмосиликаты», где происходит гипер генез с его энергетическими эффектами.

Эндогенная стадия литосферного круговорота вещества, включающая региональный метаморфизм осадочных пород, гра нитоидный магматизм и орогенез, протекает с затратами энергии на следующие процессы:

– повышение температуры осадочных пород до значений, при которых происходит их метаморфизм;

– плавление некоторой части образующихся метаморфиче ских пород с образованием гранитоидной магмы;

– воздымание метаморфизуемых толщ, обусловливающее образование горно-складчатых сооружений;

– усиление теплового потока от фоновых до аномально вы соких значений, характерных для молодых орогенов.

Существует представление о том, что затраты энергии могут быть связаны также с реакциями метаморфизма. В настоящей ра боте вопросу о термическом эффекте этих реакций уделяется особое внимание (пп. 2.3, 2.4, 2.5). Оказалось, что отмеченное представление не соответствует действительности. Тем самым реальны и нуждаются в рассмотрении только лишь перечислен ные статьи энергозатрат.

Эта задача решается в связи с исследованием энергетики инверсионной стадии геосинклинально-орогенного цикла (пп. 3.2, 3.3). Для регионального метаморфизма представитель ными являются первые две статьи энергозатрат. В расчете на 1 г массы осадочных пород их можно оценить по формуле:

е = СР(ТМ – ТИ) + КФLФ, (2.15) где СР – изобарная теплоемкость пород;

ТM – температура обра зования типичных метаморфических пород (кристаллических сланцев);

ТИ – исходная температура осадочных пород;

КФ – ко эффициент, отражающий долю пород, претерпевающих фазовый переход (плавление);

LФ – теплота плавления пород преимущест венно силикатного состава.

Примем СР = 1Дж/(г·К);

ТМ = 600°С;

ТИ = 200°С;

КФ = 0,5;

LФ = 400Дж/г. Тогда е = 600Дж/г. Чтобы приспособить эту оцен ку к масштабу литосферного круговорота вещества, будем пола гать, что метаморфизм претерпевает осадочная толща мощно стью 10 км. Вертикальная колонна этой толщи с поперечным се чением 1 м2 имеет массу 2,5·1010г (при средней плотности пород 2,5 г/см3). На повышение температуры и частичное плавление пород в колонне затрачивается 15·1012Дж. Если теплота подво дится вертикальным тепловым потоком за время t, равное 1 или 10 млн лет, то требуются следующие значения плотности тепло вого потока (q):

t, млн лет 1 q, 10-6 Вт/м2 0,476 0, В первом случае необходимый (полностью поглощаемый) приток тепла на порядок превышает среднее глобальное значение теплового потока, а во втором – почти равен этому потоку. Ис пользованный здесь временной диапазон соответствует имею щимся представлениям о длительности таких процессов, как ре гиональный метаморфизм, геосинклинальное складкообразова ние, инверсия в геосинклиналях. Так, по данным работы [71], максимальные оценки длительности регионального метаморфиз ма зачастую не превышают первых миллионов лет, причем они могут сократиться с получением более надежных эксперимен тальных данных.

Согласно «классическому» учению о геосинклиналях, оса дочные толщи нагреваются и частично переплавляются вследст вие их погружения в сравнительно горячую зону земной коры [58, 100]. При этом считается, что нет нужды в особом энергоис точнике: достаточно того, что имеются глубинный тепловой по ток и теплоизолирующее влияние рыхлых отложений. Сопутст вующее складко- и горообразование объяснялось в этом учении главным образом с позиций контракционной гипотезы – боковым сжатием неконсолидированной геосинклинальной коры.

Отмеченная идея не лишена смысла, поскольку осадочные толщи в самом деле нагреваются подобно другим участкам зем ной коры. Однако геотермические данные свидетельствуют о том, что геосинклинальные области седиментации не отличаются кардинальным уменьшением теплового потока. Как следствие, на земном шаре имеются многокилометровые осадочные толщи, не претерпевшие метаморфизма.

В исследованиях, посвященных развитию учения о геосинк линалях, привлекаются дополнительные, преимущественно глу бинные источники энергии. По мнению В.В.Белоусова [14], в хо де инверсионной стадии геосинклинальная кора нагревается за счет тепла, поступающего из астеносферы. Он полагает, что в это время в геосинклинальной коре образуется слабопроницаемый кристаллический «панцирь», способствующий повышению тем пературы. Это представление не выдерживает критики хотя бы потому, что инверсионная стадия характеризуется интенсивными деформациями геосинклинальной коры и активным вулканизмом.

Г.М.Власов [31] предлагает еще более радикальную идею, со гласно которой геосинклинали получают энергетические импуль сы от мантийных диапиров. Он развивает глубинно геосинклинальную концепцию, объединяя в ней традиционное учение о геосинклиналях с гипотезой мантийных плюмов, зарож дающихся на границе мантия – ядро. Описание этой гибридной идеи не содержит рассмотрения физического механизма предпо лагаемых процессов и доказательств их реальности.

В плейт-тектонике региональный метаморфизм и гранито идный магматизм связывают с явлениями субдукции и коллизии литосферных плит [108, 165], а в плюм-тектонике – с явлениями внедрения в литосферу расплавов или флюидов, поступающих из мантии [55, 195]. Положения упомянутых концепций в отноше нии литосферного круговорота вещества и других геодинамиче ских процессов не вызывают интереса, поскольку сами концеп ции сугубо гипотетичны.

Таким образом, объяснение энергетики эндогенной стадии круговорота вещества литосферы представляет собой проблему, которая не преодолена ни в учении о геосинклиналях, ни в но вейших геотектонических построениях.

Для решения этой проблемы обратимся к представлениям о геохимической аккумуляции энергии солнечной радиации в оса дочных породах. Суть ее в том, что на поверхности Земли обра зуются гипергенные минералы, относительно устойчивые только в условиях энергоизбыточного биосферного геохимического «реактора». Погружаясь в глубины земной коры, гипергенные минералы превращаются в гипогенные, а их внутренняя энергия неустойчивости реализуется в виде тепла. Это тепло расходуется на повышение температуры горных пород, гранитоидный магма тизм и орогенез. Если таким путем недра получают хотя бы ма лую часть солнечной энергии, поступающей в биосферу, то гео логические последствия могут быть весьма существенными. В самом деле, необходимую мощность источника энергии мы оце нили в пределах от 0,0476 до 0,476 Вт/м2, а поглощенная солнеч ная радиация характеризуется средней глобальной плотностью потока, равной 240 Вт/м2.

Перейдем к рассмотрению энергетического эффекта пре вращения гипергенных минералов в гипогенные.

2.3. Энергетический эффект окисления органического вещества осадочных пород В первой трети прошлого столетия В.И. Вернадский, обоб щая накопленные к тому времени геохимические данные, обра тил внимание на ассимиляцию энергии солнечной радиации в минеральном царстве биосферы. Его мысли такого плана поло жили начало современным представлениям о биогеологическом характере геоэволюции. Приведем два его высказывания, имею щие непосредственное отношение к теме исследования: «Живое вещество можно рассматривать как вещество, находящееся в дея тельном состоянии, как аккумулятор солнечной энергии. Оно превращает солнечную энергию – лучистую и термическую – в химическую энергию, в молекулярное движение, в механическую энергию огромной силы» ([29], с.110) и «В смысле создания сво бодной, действенной энергии планеты основным является пере вод лучистой энергии солнца через живое вещество в свободный кислород, охватывающий всю поверхность планеты, дающий ей совсем особые, нигде вне ее не наблюдаемые, свойства»

(там же, с. 255).

Опираясь на факты постоянства химического состава зем ной коры на протяжении геологического времени, В.И. Вернад ский был твердо убежден в раннем зарождении биосферы, устой чивости структуры и состояния геосфер начиная с архея [28, 29].

Последующие исследования докембрийских отложений подтвер дили и развили эти положения. В настоящее время нет сомнений, что гидросфера и круговорот вещества на Земле существуют с начала отсчета геологического времени, а эпоха появления авто трофных организмов и окислительных условий недалеко отстоит от этого «начала».

В соответствии с этим практически на всем протяжении своего существования биосфера продуцирует сильнейший окис литель – свободный кислород и эффективный восстановитель – органическое вещество. Содержащиеся в осадочных отложениях оксиды, способные быть окислителями, аккумулируются совме стно с органическим углеродом, углеводородами и другими ве ществами – восстановителями. Тем самым осадочные породы об ладают потенциальной химической энергией, которая может пре вратиться в тепловую в ходе окислительно-восстановительных реакций, протекающих в условиях регионального метаморфизма.

Указание на такую возможность мы находим в работе Н.В. Бело ва и В.И. Лебедева [12], а оценка соответствующего тепловыде ления в метаморфизуемых геосинклинальных отложениях впер вые предпринята в [133].

Органическое вещество находится в осадочных отложениях и породах главным образом в рассеянном (дисперсном) виде. В континентальном секторе стратисферы общая масса сконцентри рованного в залежах органического вещества, включая нефть и природный газ, в тысячи раз меньше массы органического веще ства, рассеянного в осадочных породах [9]. Естественно, что в процессах регионального метаморфизма осадочных толщ следует учитывать энергетическую роль рассеянного органического ве щества. Именно его мы будем подразумевать в последующем из ложении под понятием «органическое вещество».

Среднее весовое содержание органического углерода (Сорг) в современных осадках океана составляет 0,7 % на шельфе, 1,3% – на материковом склоне и подножье, 0,3% – на ложе океана [39, 44]. В окраинных областях океана, отличающихся высокой пер вичной биопродуктивностью, содержание Сорг в осадках намного больше. На севере зоны Перуанского течения имеет место сле дующее распределение Сорг с глубиной [40]:

глубина, м 100 100-300 300-500 500- Сорг, % 1,43 4,79 5,13 2, По данным этой работы, максимальные концентрации Сорг в зоне Перуанского течения достигают 11,2%, а в зоне Бенгальско го течения, у юго-западного побережья Африки, превышают 14%. Средние концентрации Сорг в этих зонах равны соответст венно 3,33 и 2,9 %. Подобная картина распространения Сорг выяв лена и на подводной окраине полуострова Индостан [73]. В при брежной зоне шельфа алеврито-глинистые илы содержат 1-1,5%, а глинистые – от 2 до 3% Сорг. На глубинах 350 – 1200 м концен трация Сорг в илах составляет 5-10%.

Обобщая сведения о распределении органического вещества в современных осадках Мирового океана, В.Ф. Горбачев [44] от мечает, что 85-90% Сорг отлагается на подводной окраине конти нентов. Отчетливо выражена циркумконтинентальная зональ ность распределения органического вещества. Эта зональность совпадает с циркумконтинентальной зональностью максималь ных мощностей осадков различного генезиса и состава. Одна из причин совпадения в том, что с повышением скорости осадкона копления возрастает доля захоранивающейся и уменьшается доля разлагающейся органики.

В соответствии с этой закономерностью на континенталь ном склоне и подножье должны формироваться осадочные поро ды, обогащенные органическим веществом.

Действительно, распределение Сорг в мезокайнозойской оса дочной толщине океана характеризуется циркумконтинентальной зональностью. Это показано в работе В.Я. Троцюк и М.М. Мари ной [156], основанной на данных бурения дна океана. Среднее содержание Сорг на континентальном склоне и подножье состав ляет 1,02 и 0,76%. В Тихом океане, окраины которого характери зуются мезокайнозойской геосинклинальной активностью, соот ветствующие значения равны 1,72 и 0,70%.

Геосинклинальные седиментационные бассейны приуроче ны к областям активного осадконакопления. Согласно имеющим ся данным, содержание Сорг в геосинклиналях осадочных толщах составляет 1-2%.

По оценке А.Б. Ронова [116], сохранившиеся на континентах геосинклинальные серии характеризуются таким содержанием Сорг в отложениях различных типов, %:

глины и глинистые сланцы – 0,96;

песчаные породы – 0,38;

карбонатные породы – 0,18.

Очевидно, что глинистые отложения имеют особое значение в накоплении органического вещества.

По данным, приведенным в работе Э. Дегенса [54], в оса дочных отложениях земного шара содержание органического ве щества является более контрастным, %:

глинистые породы – 2,1;

песчаные породы – 0,05;

карбонатные породы – 0,29.

Этот автор отмечает, что на долю глин приходится 95% ор ганического вещества осадочной оболочки.

Рассматриваемая закономерность отчетливо проявляется и в составе отдельно взятых докембрийских осадочно-метаморфи ческих пород. Проводя глобальное обобщение, С. А. Сидоренко [138] получила следующие средние значения содержания Сорг, %:

глинистые песчаники карбонатные сланцы и кварциты породы обычные породы 0,32 0,17 0, углеродсодержащие породы 5,87 2,19 3, Эти значения отражают остаточную часть органического ве щества. Учитывая его потери, С. А. Сидоренко приходит к выводу, что скорость его накопления в докембрийских осадочных толщах была не меньше или даже больше, чем в фанерозойских.

В отличие от осадочных пород, собственно метаморфоген ные породы (кристаллические сланцы и гранитоиды), как правило, содержат только следовые количества Сорг. Среднее содержание Сорг в гранитно-метаморфическом слое континентальной коры оценивается в [116] равным 0,05 %. Это является эмпирическим свидетельством того, что в ходе метаморфизма рассеянное орга ническое вещество исходных осадочных пород практически пол ностью окисляется, «выгорает», вызывая сопутствующий терми ческий эффект.

Региональный метаморфизм происходит в пределах сфор мировавшихся слабопроницаемых осадочных толщ. Можно пола гать, что сравнительно кратковременные физико-химические превращения в них протекают изобарически (Р = 0), в условиях закрытой термодинамической системы. Энергетический эффект превращений в изобарическом процессе (Qр) равен, согласно первому началу термодинамики, изменению энтальпии системы (Н):

Qр = Н = U + РV, (2.16) где U – изменение внутренней энергии системы;

РV – работа системы против внешних сил;

V – изменение объема системы.

Региональный метаморфизм можно считать процессом, про текающим в конденсированных (преимущественно твердых) фа зах. Изменения объема системы при этом невелики. Тем самым Н более всего связано с U.

Изменения энтальпии в ходе химической реакции (Нр) оп ределяется как разность суммарных энтальпий конечных про дуктов и исходных веществ:

Нр = (Н)кон – (Н)исх (2.17) Изменение энтальпии при образовании некоторого соедине ния в количестве 1 моль называют теплотой его образования.

Для расчета теплового эффекта реакций широко использу ются значения стандартной теплоты образования соединений (Н 0 ) – при температуре 25 С и нормальном атмосферном дав лении, равном 0,1 МПа. В общем случае теплота их образования зависит от температуры и отличается от Н 0. Причиной этого является зависимость изобарной теплоемкости веществ от темпе ратуры: Ср = Ср (Т). Влияние температуры на теплоту образова ния веществ можно учесть с помощью методики, которая изло жена в [22] и других работах. Как правило, связь является срав нительно слабой и в ориентировочных расчетах ее не учитыва ют. Для иллюстрации в табл. 2.1 представлены данные из [162], касающиеся ряда оксидов, участвующих в реакциях метамор физма.

Изменение энтальпии в ходе образования веществ считается положительным, если тепло подводится к системе и реакция эн дотермична – происходит с потреблением тепла. В противном случае реакция экзотермична – протекает с выделением тепла и его удалением в окружающую среду. Экзотермичность реакции означает уменьшение запаса энергии в системе и возможность самопроизвольного ее перехода в термодинамически более веро ятное, устойчивое состояние.

Таблица 2. Температурная зависимость теплоты образования некоторых оксидов, -Н°т, кДж/моль Температура, К Состо Оксид яние 298,15 400 600 800 1000 г, ж Н2О 286,0 243,0 244,9 246,6 248,1 249, 394,2 394,4 395,2 394,8 г СО2 393,8 393, 417,8 578,2 т, ж Nа2О 416,2 421,6 421,4 420, К2О 420,6 366,8 367,2 367,6 368,0 522,1 т, ж 610,5 609,6 т МgО 601,7 601,7 601,7 610, т СаО 635,5 635,2 634,5 634,3 633,9 642, SiО2 878,8 878,8 878,0 876,3 872,8 871,1 т т Al2О3 1676,0 1676,5 1675,6 1673,5 1693,2 1690, 266,7 264,8 264,4 265,4 267,5 т, ж FeО 267, 822,3 817,2 811,4 806,4 808,9 т Fe2О3 824, Для более строгого суждения о направлении самопроиз вольного протекания реакций в определенных термобарических условиях используется не энтальпия, а другая термодинамиче ская функция состояния системы – изобарный потенциал, обычно называемый свободной энергией Гиббса (G). Ее изменение в ходе физико-химических превращений в закрытой системе описывает ся выражением G = Н – ТS, (2.18) где S – изменение энтропии системы.

Значения G, относящиеся к той или иной реакции, опреде ляются по формуле, аналогичной (2.17). Отрицательные значения энергии Гиббса соответствуют энергетически выгодному направ лению протекания реакций.

В условиях конденсированного состояния вещества, в осо бенности твердом, изменения энтропии невелики. Вследствие этого в ходе реакций регионального метаморфизма типичным яв ляется соотношение |Н| |ТS|. В соответствии с (2.18) значе ния G в большинстве случаев определяются значениями Н.

Стало быть, изменение энтальпии реакций, как правило, дает представление об их направленности.

Рассмотрение открытых термодинамических систем отлича ется тем, что необходимо учитывать притоки и стоки тепла, свя занные с внешним массообменом. Региональный метаморфизм всегда сопровождается удалением из осадочных толщ летучих соединений. В соответствии с принципом Ле Шателье, равнове сие в системе при этом смещается в сторону реакций, продуци рующих летучие. Их протекание становится возможным даже ес ли в закрытой системе G 0 [22].

То обстоятельство, что органическое вещество осадочных отложений находится в тонкодисперсном состоянии, имеет прин ципиальное значение для его химической активности. Убыль со держания Сорг на стадии диагенеза осадков означает, что часть органического вещества в это время окисляется, а выделяющееся тепло быстро переходит в гидросферу и атмосферу. На стадии метаморфизма мы будем рассматривать окисление только той части органического вещества, которая присутствует в осадочных породах. Следуя имеющимся представлениям, будем полагать, что основной температурный диапазон регионального метамор физма находится в пределах 400-700°С.

Органический углерод способен отщеплять кислород у не которых естественных минералов – оксидов. В качестве примера можно представить реакции превращения пиролюзита (МnО2) в гаусманит (МnМn2О4), тенорита (СuО) в куприт (Сu2О), платтне рита ( РbО2) в глёт (РbО).

Согласно стандартным значениям энтальпии образования минералов, имеющимся в [22], при грамм-мольном выражении реакций они протекают со следующим тепловым эффектом:

3 МnО2 + С МnМn2О4+СО2 + 221 кДж (2.19) 4 СuО + С 2Сu2О + СО2 + 92 кДж (2.20) 2 РbО2 + С 2РbО + СО2 + 280 кДж (2.21) Здесь и далее мы используем широко распространенную форму записи термохимических реакций, согласно которой теп ловой эффект на «выходе» считается положительным, если реак ция экзотермическая.

В этих окислительно-восстановительных реакциях на 1 г уг лерода выделяется соответственно 18,4;

7,7 и 23,3 кДж тепла. Для сравнения, сгорание углерода в кислородной среде сопровожда ется выделением 32,8 кДж/г. В расчете на 1 г веществ – продук тов рассматриваемых реакций тепловыделение составляет 0,81;

0,28 и 0,57 кДж.

Органическое вещество, вероятно, играет активную роль в реакциях минералообразования, в ходе которых возникают со единения. В частности, представляется возможным образование родонита (Мn(SiО3)) из пиролюзита и кварца, родохрозита (MnCO3) из пиролюзита и углерода:

2 МnО2 + 2 SiО2+С 2Мn (SiО3) + СО2 + 170 кДж (2.22) 2 МnО2+С MnCO3+ МnО + 158 кДж (2.23) В рассматриваемом минеральном синтезе требуется участие Сорг.. Возникающий при этом тепловой эффект следует отнести на счет углерода. Тепловыделение на 1г углерода составляет 14,2 и 13,2 кДж, а на 1г образующихся веществ - соответственно 0,86 и 0,85 кДж.

Записанные реакции представляют некоторую выборку из множества химических реакций, которые могут протекать с уча стием органического вещества в ходе регионального метамор физма. При прочих равных условиях в первую очередь реализу ются превращения с наиболее значительным экзотермическим эффектом. Принципиальное значение имеет также содержание минералов – окислителей в метаморфизуемых отложениях. В этом плане предпочтительное значение имеют реакции (2.19), (2.22), (2.23), поскольку пиролюзит (MnO2) представлен в оса дочных породах в более заметном количестве, чем CuO и PbO2.

Суммарную теплоотдачу рассматриваемых реакций (eсс) по отношению к единице массы метаморфизуемых пород можно рассчитать с помощью следующего выражения:

1n e cc m ic e ic, (2.24) m где m – общая масса метаморфизуемых пород;

mic – масса ис ходных или возникающих веществ i-той реакции с участием Сорг, еic – удельное тепловыделение в этой реакции.

Провести такого рода расчет, принимая во внимание энерге тическую предпочтительность реакций, – весьма сложная задача.

Ее решение станет возможным в рамках математического моде лирования реакций, протекающих с участием Сорг. Для ориенти ровочной оценки есс будем использовать значение тепловыделе ния, приходящееся на 1 г углерода (ес). В таком случае е cс= (РгРсг + РпРсп + РкРск) ес, (2.25) где Рг и Рсг – доля глинистых пород в метаморфизуемых геосинк линальных отложениях и доля Сорг в глинистых породах;

Рп и Рсп – то же самое для песчанистых пород;

Рк и Рск – то же самое для карбонатных пород.

С учетом предпочтительного значения взаимодействий (2.19), (2.22) и (2.23) в качестве оценки ес будем считать среднее тепловыделение в ходе этих реакций. С округлением принимаем, что ес = 15 кДж.

По М.А. Гончарову [43], в геосинклинальных толщах преобла дают глинистые породы. М.В. Муратов [94] отмечает, что морские геосинклинальные отложения обычно представлены глинистыми породами и песчаниками с преобладанием глинистых пород. Име ются туфы, туфобрекчии и другие продукты вулканизма. Карбонат ных отложений очень мало. Согласно оценке А.Б. Ронова [116], со хранившиеся в пределах континентов геосинклинальные серии включают следующие типы отложений, % от общей массы:

песчаные глины карбонаты вулкано- кремнистые эвапориты породы и глинистые генные породы сланцы породы 19,2 40,9 19,2 19,4 1,1 0, Надо иметь в виду, что исходные геосинклинальные толщи в значительной мере превратились в кристаллические сланцы и гранитоидные породы. В наибольшей мере такое изменение пре терпели песчано-глинистые отложения, так как по своему хими ческому составу они соответствуют типичным породам гранитно метаморфического комплекса. Очевидно, в остатках геосинкли нальных толщ доля песчано-глинистых пород уменьшилась, а других пород – увеличилась. Учитывая это, приведенные данные следует рассматривать как ориентировочные. За неимением более строгих данных примем, что Рг=0,41;

Рп=0,19;

Рк=0,19.

Содержание Сорг в глинистых, песчаных и карбонатных по родах, по данным А.Б. Ронова, примем со следующими округле ниями: Рсг = 0,01;

Рсп = 0,004;

Рск = 0,002. При таких значениях параметров формулы (2.25) находим, что еcс = 78 Дж на 1 г оса дочной толщи. Если содержание Сорг в осадочных породах при нять по данным Э. Дегенса (Рсг = 0,021;

Рсп = 0,0005;

Рск = 0,0029), то еcс = 139 Дж/г. Если, следуя М.А. Гончарову и М.В. Муратову, допустить преобладание глинистых пород, то при Рсг = 0,01 0, значения еcс могут достигать 150-300 Дж/г. Вулканогенные и дру гие породы, не содержащие Сорг, учитываются в этих оценках в качестве «балласта».

Значения параметров формулы (2.25) и значения еcс реаль ных осадочных толщ, по-видимому, могут варьировать в широ ких пределах. В качестве первого приближения будем ориенти роваться на вариации еcс в пределах от 100 до 300 Дж/г, а значе ние 200 Дж/г будем считать характерным.

2.4. Энергетический эффект превращения гипергенных минералов в гипогенные Оценку термической роли органического вещества мы про вели в некотором обособлении от основной массы гипергенных минералов. Перейдем к рассмотрению превращения гипергенных минералов в гипогенные, которое протекает без явного участия органического вещества.

В середине прошлого столетия геохимики В.И. Лебедев и Н.В. Белов обратили внимание на то, что это превращение может происходить с выделением тепла. В работах [12, 78] представлен ряд экзогенных термохимических реакций образования силика тов и алюмосиликатов из оксидов. Некоторые из них приведены ниже:

К2О+Аl2О3+4SiО2 К2Аl2Si4О12 (лейцит) + 425 кДж (2.26) К2О+Аl2О3+6SiО2 К2Аl2Si6О16 (микроклин) + 440 кДж (2.27) Аl2О3+SiО2 Аl2SiО5 (силлиманит) + 194 кДж (2.28) МgО+SiО2 Мg SiО3 (энстатит) + 36 кДж (2.29) 2МgО+SiО2 Мg2SiО4 (форстерит) + 64 кДж (2.30) Наибольший интерес из этих реакций представляют (2.26) и (2.27), поскольку лейцит и микроклин типичны для метаморфо генных пород. В исходных веществах калий, конечно, не может присутствовать в виде К2О. Принято считать, что К+ в сочетании с ОН- является компонентом поглощенного комплекса глинных минералов. Кроме того калий входит в кристаллическую решетку гидрослюд. Тем не менее, в рассматриваемых реакциях учитыва ется энтальпия образования исходного вещества, содержащего калий. Значения теплового эффекта этих реакций, рассчитанные по более новым таблицам термодинамических характеристик ми нералов, имеющимся в [22], немного отличаются от записанных выше и составляют 433 кДж в (2.26) и 385 кДж в (2.27).

Доля силлиманита, энстатита и форстерита в метаморфо генных породах невелика, ввиду чего превращения (2.28)-(2.30) менее интересны. Согласно данным пересчета, тепловой эффект реакции (2.28) равен нулю, а реакций (2.29) и (2.30) – практиче ски прежний.

Термохимические реакции, приведенные В.И. Лебедевым и Н.В. Беловым, свидетельствуют о принципиальной возможности экзотермического, самопроизвольного характера метаморфизма.

На этой основе была выдвинута гипотеза «геохимических акку муляторов» экзогенной энергии. Авторы сформулировали ее сле дующим образом: «В неорганическом круговороте «зарядка»

геохимических аккумуляторов происходит в зоне выветривания, и в конечном итоге за счет лучистой энергии Солнца. Напротив, «разрядка» – освобождение энергии – происходит в недрах зем ной коры, и поэтому многие эндогенные процессы питаются так же солнечной энергией» ([12], с.17).

Для иллюстрации своей гипотезы они построили схему кру говорота вещества земной коры (в упрощенном виде представле на на рис. 2.7).

Поглощение солнечной энергии.

Кристаллические Осадочные Выветривание породы, изверженные породы: глины, и метаморфические кремнистые породы и др.

Уменьшение удельного объема Потеря тепла, Поглощение кристаллизация тепловой энергии Гнейсы и другие Метаморфизо глубиннометамор- ванные породы:

Освобождение энергии фические породы. серицитовые, и увеличение удельного хлоритовые Магмы.

объема и другие сланцы Рис 2.7. Схема круговорота вещества в земной коре при участии солнечной энергии ([12], с сокращениями подписей) Независимо от Н.В. Белова и В.И. Лебедева (хотя, быть мо жет, при некотором влиянии их разработок), аналогичная кон цепция выдвинута В.А. Соллом [198]. В его работе отмечается, что распространенное среди геологов представление об эндотер мичности регионального метаморфизма не доказано эксперимен тально или теоретически. Представлены данные калориметриче ских определений и расчетов тепловых эффектов, согласно кото рым в земной коре имеют место экзотермические процессы трех типов:

– расстекловывание силикатов, при котором система пере ходит в энергетически более устойчивое (кристаллическое) со стояние;

– перекристаллизация, в ходе которой уменьшается удель ная поверхность минералов и выделяется соответствующая по верхностная энергия;

– химические реакции преобразования различных минера лов, особенно силикатов.

По отношению к явлениям метаморфизма наибольшее вни мание В.А. Солл уделяет перекристаллизации и химическим ре акциям.

В сводке данных по перекристаллизации интерес представля ют превращения тонкодисперсных порошков гематита и кварца.

Перекристаллизация двух видов гематитовой «пудры» сопровож дается изменением энтальпии (-Н) на 19,6 и 56, 4 кДж/моль. Это му тепловыделению соответствует адиабатическое повышение температуры системы на 185 и 425°С. Согласно опытам с порош ками кварца энтальпия изменяется в пределах от 9,1 до 37, кДж/моль, а повышение температуры – в пределах от 180 до 580°С.

В сводке данных по химическим реакциям рассматриваются превращения некоторых карбонатов, сульфатов, сульфидов, ок сидов и силикатов. В отношении регионального метаморфизма более всего заслуживают внимания превращения с участием си ликатов. Не повторяя приведенные выше реакции (2.27) и (2.28), приведем несколько других:

2Аl(ОН)3+SiО2 Аl2SiО5 (силлиманит)+3Н2О+145,0 кДж (2.31) 2КОН+2Аl(ОН)3+6SiО2 2КАlSi3О8 (микроклин)+4Н2О+25,1 кДж (2.32) 2NaОН+2Аl(ОН)3+4SiО2 2NaАlSi2О6 (анальцим)+2Н2О+41,8 кДж (2.33) Аl2Si2О5(ОН)4 Аl2SiО5+2Н2О+SiО2+108,7 кДж (2.34) Реакции образования силлиманита (2.31) и (2.34) вряд ли представляют значительный интерес, поскольку для типичных метаморфогенных пород – кристаллических сланцев и гранитои дов – этот минерал является второстепенным. Отметим, что пере считанный тепловой эффект в (2.31) оказался равным 53 кДж (ре акция эндотермическая). В (2.34), где представлено разложение каолинита, он оказался положительным, но более значительным – 290 кДж.

Реакцию (2.32) можно считать принципиальной для регио нального метаморфизма, поскольку исходные вещества и про дукты превращения типичны соответственно для песчано глинистых отложений и метаморфогенных пород. Калийная ще лочь присутствует в поглощенном комплексе глинных минера лов. Микроклин и его аналоги (ортоклаз, санидин, адуляр), почти не различающиеся по энтальпии образования, преобладают среди кристаллических сланцев и гранитоидов. Пересчитанный терми ческий эффект реакции составляет 178 кДж.

Тепловой эффект реакции (2.33), согласно пересчету, равен 110 кДж. Эта реакция также заслуживает внимания, так как анальцим заметно присутствует в щелочных метаморфогенных породах. В записях (2.32) и (2.33) некоторое удивление вызывает то, что коэффициенты уравнивания удвоены. Их можно и нужно сократить в два раза – вместе со значениями теплового эффекта.

По мнению В.А. Солла, энергетический баланс Земли и гео логического цикла становится более понятным, если региональ ный метаморфизм считать экзотермическим. В качестве основной движущей силы геологического цикла он рассматривает солнеч ную энергию, которая передается поверхностным отложениям и поступает в недра в виде термодинамически неустойчивых мине ралов (рис 2.8).

Кристаллические А породы Осадочные Выветривание: поглощение на поверхности породы солнечной энергии Уплотнение: некоторые Поднятие: некоторые В Д химические изменения, химические изменения, поглощение механичес- реализация механичес кой энергии кой энергии Метаморфизм: реализация Осадочные Кристаллические химической энергии породы породы на глубинах С на глубинах Рис. 2.8. Схема геологического цикла по В.А. Соллу Автор схемы полагает, что имеют место следующие при ближенные равенства абсолютных значений энергии в ходе цикла:

энергия А = энергии С, энергия В = энергии Д, суммарная энергия (А+В+С+Д) = 0.

В соответствии с этим гипотетически геологический цикл является самоподдерживающимся. Он не нуждается в притоке энергии снизу, хотя такой приток не исключается. Конечно, здесь нельзя упускать из виду, что энергия А представляет собой малую часть инсоляционного притока энергии к поверхности Земли.

Пристального внимания в обсуждаемой работе заслуживает представление о термическом автокатализе в ходе метаморфизма.

Суть явления в том, что экзотермические реакции, повышая тем пературу системы, вызывают увеличение скорости дальнейшего своего протекания. Термический автокатализ играет принципи альную роль в медленных реакциях, связанных с большой энер гией активации, поскольку скорость их протекания сильно зави сит от температуры. Это явление должно возникать во всех слу чаях, когда потеря тепла системой происходит медленнее, чем выделение тепла за счет реакций [1].

Представления об экзотермическом характере реакций ре гионального метаморфизма получили поддержку и развитие. От метим работы Р.П. Котиной с соавторами [74] и А.И. Тугаринова [157], где рассматривается саморазогрев пород в процессе грани тизации.

В [74] данные об экзотермических превращениях дополня ются следующей реакцией образования ортоклаза:

Аl2SiО5+6 SiО2+2К++2ОН- 2КАlSi3О8+Н2О+329 кДж (2.35) Они дополняются также рассмотрением метаморфической де гидратации (бародегидратации) как процесса, в ходе которого ак тивизируется растворение кремнезема и глинозема, уменьшается объем геохимической системы и происходит выделение тепла.

«Таким образом, – заключают авторы, – в рамках рассматриваемой модели источник тепла в процессах регионального метаморфизма и сопряженного палингенного (сиалического) магматизма является производным от энергии солнечного излучения, поглощенного в геологических процессах в экзосфере Земли» ([74], с. 692).

Согласно [157], при полном протекании экзотермических реакций метаморфизма происходит выделение тепла до 0, 21 кДж на 1 г породы. Оно рассматривается в качестве мощного фактора, стимулирующего появление гранитных расплавов. Гранитизация отложений, связанная с селективным их плавлением, принимает ся как предел метаморфизма.

В литературе имеются и другие примеры реакций, подтвер ждающие идею геохимических аккумуляторов солнечной энер гии. Однак, работа не доведена геохимиками до интегральных оценок энергетической роли преобразования гипергенных мине ралов в гипогенные. Первая попытка по восполнению этого про бела была предпринята в [133]. В настоящей работе решается за дача оценки суммарного тепловыделения при возникновении важнейших породообразующих минералов кристаллических сланцев и гранитоидов.

Согласно геохимическим представлениям, первичным ис точником кварца в осадочных и метаморфогенных породах явля ются коллоидные растворы, возникающие при химическом вы ветривании базитов. Соответствующие фазовые превращения (коллоидный раствор – твердое аморфное вещество – кристалли ческое вещество) сопровождаются выделением тепла.

Другой источник кварца в метаморфогенных породах – глин ные минералы При разложении каолинита (2.34) образуются кварц и силлиманит. Разложение другого типичного минерала глин – ил лита приводит к образованию кварца, бемита и микроклина (2.36) или кварца, бемита и мусковита (2.37):

2К0,5 Al2,5 Si3,5 O10 (OH)2 4SiO2 + 4AlO(OH) + KAlSi3O8, G298 = – 396 кДж (2.36) 2К0,5 Al2,5 Si3,5 O10(OH)2 4SiO2 + 2AlO(OH) + KAl2(AlSi3 O10)(OH)2, G298 = –195 кДж (2.37) Минералам группы иллита – монтмориллонита свойственна повышенная вариабельность состава, структуры и термодинами ческих свойств. В доступных нам справочных таблицах термоди приводятся H 0 и намических характеристик веществ не G 0 этих минералов. Реакции (2.36) и (2.37) записаны с ис пользованием данных о составе и G 0 иллита из работы [180].

Они протекают экзотермически – как и реакция (2.34).

В литосферном круговороте вещества некоторое количество кристаллического кварца циркулирует между осадочными и ме таморфогенными породами. Этот процесс возобновления кварца в метаморфогенных породах, надо полагать, не связан с сущест венным термическим эффектом.

Если допустить, что кварц формируется только за счет глинных минералов, то соответствующее выделение тепла можно оценить по энергетическому эффекту реакции (2.34).

В сущности необходимо выделить долю энергетического эффекта реакции, приходящуюся на образование кварца. Соглас но (2.17), в расчете Нр используется сумма энтальпий конечных продуктов реакции (Н)КОН. Понятно, что на i-тый продукт ре акции приходится некоторая часть Нр (обозначим ее через Нpi), пропорциональная вкладу энтальпии образования этого продукта в отмеченную сумму:

H конi H p Нpi = (2.38) (H )кон В реакции (2.34) на долю кварца приходится 63,8 кДж из общего термического эффекта, равного 290 кДж. Вследствие его образования выделяется около 0,25 кДж тепла на 1 г продуктов реакции.

В реальности некоторая часть кварца осадочных пород пе реходит в метаморфогенные породы без кардинальных физико химических изменений. Будем считать, что новообразующийся и переходящий кварц находятся в соотношении 1:1 (фактических данных по этому вопросу у нас не имеется). Стало быть, в даль нейших расчетах интегрального термического эффекта преобра зования гипергенных минералов в гипогенные вклад кварца не обходимо сократить в два раза по сравнению с оценкой, получен ной выше.

Уравнения (2.27), (2.32) и (2.35) характеризуют некоторые варианты образования калиевых полевых шпатов. Запишем еще несколько вариантов возникновения калиевых и натриевых поле вых шпатов:

АlО(ОН)+3SiО2+КОН КАlSi3О8+Н2О+105 кДж (2.39) Аl2Si2О5(ОН)4+4SiО2 +2КОН 2КАlSi3О8+3Н2О+521 кДж (2.40) Аl(ОН)3+3SiО2+NaОН NaАlSi3О8+2Н2О+55 кДж (2.41) АlО(ОН)+3SiО2+NaОН NaАlSi3О8+Н2О+71 кДж (2.42) Аl2Si2О5(ОН)4+4SiО2+2NaОН 2NaАlSi3О8+3Н2О+453кДж (2.43) Образование микроклина и альбита по реакциям (2.32) и (2.41) непременно включает промежуточную стадию превраще ния гиббсита (гидраргиллита) в бемит при температуре около 100°С:

Аl(ОН)3 АlО(ОН)+Н2О – 16 кДж (2.44) Это превращение, связанное с литогенезом, не относится к процессу регионального метаморфизма, который начинается при температурах 300-400°С. Ввиду этого в реакциях метаморфизма в качестве исходного минерала следует принимать не гиббсит, а бемит.

При участии бемита, согласно (2.39) и (2.42), тепловыделе ние составляет соответственно 0,4 и 0,25 кДж на 1 г образующих ся веществ. При участии каолинита, также обладающего значи тельной термостойкостью, микроклин и альбит образуются, со гласно (2.40) и (2.43), с выделением 0,85 и 0,78 кДж на 1 г возни кающих веществ.

Если предположить, что в исходной минеральной ассоциа ции калий и натрий находятся не в составе щелочей, а в составе хлоридов, то термический эффект реакций образования микро клина и альбита оказывается существенно иным:

АlО(ОН)+3SiО2+КСl КАlSi3О8+НСl – 100 кДж (2.45) АlО(ОН)+3SiО2 +NaСl NaАlSi3О8+ НСl – 108 кДж (2.46) Аl2Si2О5(ОН)4+4SiО2 + 2КСl 2KАlSi3О8 + Н2О+2НСl + 91 кДж (2.47) Аl2Si2О5(ОН)4+4SiО2 + 2NaСl 2NaАlSi3О8 + Н2О + 2НСl + 75 кДж (2.48) Однако широко представленные в литературе данные о хи мическом составе песчано-глинистых пород однозначно свиде тельствуют о незначительном содержании в них иона хлора. По видимому, сравнительно небольшое количество этого элемента, имеющееся в терригенных осадках, в основном удаляется из оса дочных толщ в процессах диагенеза и катагенеза, которые пред шествуют метаморфизму. Мы не будем принимать во внимание реакции (2.45 – 2.48).

В качестве характерного тепловыделения при образовании микроклина (и ортоклаза) примем 0,63 кДж/г – среднее между удельными тепловыми эффектами реакций (2.39) и (2.42). Для альбита используем значение 0,52 кДж/г – среднее между реак циями (2.40) и (2.43). Другие минералы в этих реакциях не обра зуются, ввиду чего нет нужды использовать соотношение (2.38).

Тепловыделение, связанное с попутным возникновением летучих (Н2О и СО2), учитывается в теплоте образования интересующих нас минералов и не рассматривается отдельно.


Заметную роль в составе метаморфогенных пород играет анортит. Для оценки термического эффекта его возникновения запишем несколько реакций:

2АlО(ОН)+CaCO3+2SiО2 Ca(Аl2Si2О8)+CO2+Н2О–88 кДж (2.49) Аl2(Si2О5)(ОН)4+ CaCO3 Ca(Аl2Si2О8)+CO2+2Н2О+223 кДж (2.50) Аl2SiО5+Ca SiО3 Ca(Аl2Si2О8)+24 кДж (2.51) Силлиманит и волластонит, участвующие в реакции (2.51), имеют второстепенное породообразующее значение, в связи с чем основной интерес представляют превращения (2.49) и (2.50). Эндотермическая реакция (2.49) протекает только в случае, если остается избыточный бемит, не израсхо дованный в ходе экзотермических реакций образования ще лочных полевых шпатов. Тем самым не исключено, что более предпочтительна реакция (2.50).

Удельный тепловой эффект в (2.49) равен 0,26 кДж/г, а в (2.50) – 0,62 кДж/г. Если бы анортит формировался только за счет рассматриваемых двух реакций, то при одинаковом содер жании (по массе) бемита и каолинита суммарный тепловой эф фект был бы приблизительно нулевым. С некоторой долей уве ренности можно принять, что образование анортита не сопрово ждается значительным выделением или поглощением тепла. Тем самым снижается энергетическая роль возникновения плагиокла зов в метаморфогенных породах в целом.

Обратим внимание на то, что в ходе образования анортита происходит декарбонатизация горных пород. То же самое, как показано ниже, происходит при образовании диопсида. Ввиду этого отпадает необходимость отдельного рассмотрения декар бонатизации и связанного с ней термического эффекта.

Термохимические таблицы в [22] позволяют записать не сколько реакций образования слюд:

3АlО(ОН)+3SiО2+КОН КАl2(АlSi3О10)(OН)2+Н2О+153 кДж (2.52) 3Аl2Si2О5(ОН)4+2КОН 2КАl2(АlSi3О10)(OН)2+5Н2О+1239 кДж (2.53) Аl2Si2О5(ОН)4+6Mg(ОН)2+4SiО2+2КОН 2КMg3(АlSi3О10) (ОН)2+7Н2О+627кДж (2.54) Аl2Si2О5(ОН)4+6Fe(ОН)2+4SiО2+2КОН 2КFe3(АlSi3О10)(ОН)2 + 7Н2О+497кДж (2.55) Согласно (2.52) и (2.53), типичная для кристаллических сланцев и гранитоидов слюда – мусковит – возникает экзотерми чески. Удельное тепловыделение в этих реакциях составляет 0, и 1,40 кДж/г, в среднем 0,88 кДж/г.

Уравнениями (2.54) и (2.55) представлено образование таких слюд, как флогопит и аннит. Соответствующие значения удель ного теплового эффекта составляют 0,70 и 0,45 кДж/г. По данным минералогии, слюды группы флогопита – аннита образуют не прерывный изоморфный ряд. При соотношении Mg : Fe 2: слюду называют биотитом. Этот минерал также является харак терным для метаморфогенных пород. Если принять, что флого пит и аннит находятся в биотите в равных долях, то удельный те пловой эффект его возникновения составит 0,58 кДж/г.

Слюды возникают и в том случае, если исходным глинным минералом является иллит. Термическое разложение иллита, со гласно (2.37), дает начало мусковиту и происходит экзотермиче ски. Экзотермичны также реакции образования флогопита и аннита:

2К0,5Al2,5Si3,5O10(OH)2 + 3Mg(OH)2 KMg3(AlSi3O10)(OH)2 + + 4AlO(OH) + 4SiO2 + 2H2O, G298 = – 240кДж (2.56) 2K0,5Al2,5Si3,5O10(OH)2 + 3Fe(OH)2 KFe3 (AlSi3O10)(OH)2 + + 4AlO(OH) + 4SiO2 + 2H2O, G293 = – 273 кДж (2.57) Силикаты группы амфиболов и пироксенов имеют в основ ном второстепенное значение для кристаллических сланцев и гранитоидов. В качестве примера энергетики их возникновения приведем некоторые термохимические реакции образования кор диерита, диопсида и энстатита:

2Mg(ОН)2 + Аl2Si2О5(ОН)4 + 2АlО(ОН)+3SiО Mg2Аl3(АlSi5О18)+5Н2О+247 кДж (2.58) СаMg(СО3)2+2SiО2 СаMg(Si2О6)+2СО2 – 150 кДж (2.59) Mg(OH)2 + SiO2 MgSiO3 + H2O – 49 кДж (2.60) Кордиерит (уравнение (2.58)) появляется в связи с превра щением песчано-глинистых пород, а диопсид (уравнение (2.59)) – существенно карбонатных пород. Вторая из этих реакций, заим ствованная из [22], отражает процесс декарбонатизации, харак терный для сравнительно высокой ступени метаморфизма. Он протекает с поглощением тепла. То же самое касается реакции образования энстатита из брусита и кварца (2.60). Если же энста тит возникает из периклаза и кварца (по уравнению (2.29)), то имеет место выделение тепла.

Учитывая неоднозначность термического эффекта в этих реакциях, на стадии ориентировочного рассмотрения энергетики метаморфизма будем считать, что суммарная энергетическая роль возникновения амфиболов и пироксенов близка к нулю.

Все остальные минералы кристаллических сланцев и грани тоидов являются второстепенными и акцессорными. Ввиду этого не будем касаться теплового эффекта их образования. Не будем касаться также перекристаллизации карбонатных пород и воз никновения группы метаморфогенных пород с собирательным названием «мрамор». Этот процесс вряд ли сопровождается зна чительным выделением или поглощением тепла.

При оценке суммарного термического эффекта превращения гипергенных минералов в гипогенные необходимо ориентиро ваться на характерный минералогический состав кристалличе ских сланцев и гранитоидов. Наиболее представительны в этих типах пород гнейсы и граниты, мало различающиеся по своей минералогии [57, 121]. В качестве базисного примем состав нор мальных (известково-щелочных) гранитов с содержанием, %:

кварца – 25-30;

калиевого полевого шпата – 30-40;

кислого плагиоклаза – 15-20;

цветных минералов, в основном слюд – 10-15.

Будем считать также, что породы интересующих нас типов уподобляются щелочным гранитам или даже кварцевым сиени там в случае более кислого состава и гранодиоритам – кварцевым диоритам при более основном их составе.

Для варианта более кислого состава пород примем сле дующие диапазоны содержания главных минералов, %:

кварц – 10-20;

калиевый полевой шпат – 50-60;

кислый плагиоклаз – 10-20;

цветные минералы, в основном слюды – 10-20.

Для варианта более основного состава примем, %:

кварц – 10-20;

калиевый полевой шпат – 5-10;

средний плагиоклаз – 50-60;

слюды, преимущественно биотит – 5-10;

амфиболы и пироксены – 10-20.

Оценки удельного тепловыделения при образовании рас сматриваемых минералов получены выше, кДж/г:

кварц – 0,12;

калиевый полевой шпат – 0,63;

кислый плагиоклаз (по альбиту) – 0,52;

средний плагиоклаз – 0,26;

слюды (по мусковиту и биотиту) – 0,73;

амфиболы и пироксены – 0,0.

Суммарную удельную энергию образования минералов ме таморфогенных пород (есм) можно рассчитать по формуле:

есм = еквРкв+екш Ркш +еnк Рnк+ еnсРnс+еслРсл+еanРan, (2.61) где екв, екш, еnк, еnс, есл, еan – удельная энергия образования кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, среднего плаги оклаза, слюд, амфиболов и пироксенов;

Ркв, Ркш, Рnк, Рnс, Рсл, Рan – долевое содержание тех же минералов.

Проводя вычисления, получаем значения есм для мета морфогенных пород различного состава, Дж/г:

эквиваленты щелочных гранитов – 550;

эквиваленты нормальных гранитов – 430;

эквиваленты гранодиоритов и кварцевых диоритов – 310.

Можно заметить, что тепловой эффект образования пород с минеральным составом, типичным для метаморфитов, увеличи вается с возрастанием кислотности. При основном составе пород энергия их образования, по-видимому, приближается к нулю.

Однако при формировании ультракислых пород тепловой эффект также должен уменьшаться. В частности, превращение песчани ков в кварциты и роговики не может сопровождаться значитель ным выделением тепла.

В принятой методике значения есм рассчитываются для де терминированных вариантов минералогического состава мета морфогенных пород. При этом каждому варианту могут соответ ствовать различные сочетания минералогического состава исход ных осадочных пород и, казалось бы, разные значения тепловы деления. Однако мы получаем фиксированные значения есм, так как используем среднее тепловыделение, соответствующее обра зованию каждого минерала метаморфогенных пород. Естествен но, что в локальных задачах расчета тепловыделения ситуация будет существенно иной.

Вне нашего рассмотрения остался энергетический эффект превращения дисперсной системы гипергенных минералов оса дочных пород в кристаллическую систему гипогенных минералов метаморфогенных пород.

По расчетам С.П. Горшкова [48], поверхностная энергия глинных минералов находится в пределах от 21 до 1068 Дж/г, где минимальное значение свойственно каолиниту, а максимальное – монтмориллониту. В расчете использована формула В.А. Нико лаева и В.В. Доливо-Добровольского, описывающая затраты энергии на образование тонкодисперсного материала из массив ных пород: А= S, где А – затраты энергии, S – приращение поверхности частиц при их измельчении, – коэффициент, при нимающий значения (1-1,5)·10-4 Дж/см2.

При уплотнении и перекристаллизации осадочных пород поверхностная энергия минералов выделяется в виде тепла. Оче видно, что удельный термический эффект превращения монтмо риллонита в минералы с кристаллической структурой, приблизи тельно 1 кДж/г, в 2-3 раза превышает учтенный нами термиче ский эффект возникновения метаморфогенных пород. Если в оса дочных породах содержание минералов группы иллита – монт мориллонита достигает 20-30% (что вполне реально), то послед ний необходимо увеличить примерно на 50%.

В то же время мы не приняли во внимание наличие в гео синклинальных осадочных толщах эффузивов, карбонатов и эва поритов, минеральный материал которых почти не участвует в реакциях образования метаморфогенных пород и формировании есм. Преобладающая часть эффузивов, представленная базальта ми, «консервируется» в виде офиолитового (спилит кератофирового) комплекса, а карбонаты и эвапориты, приуро ченные главным образом к пассивным периферическим областям геосинклиналей, сохраняются в сравнительно малоизмененном виде. Если следовать представленной ранее оценке А.Б. Ронова, то на долю рассматриваемых пород приходится 40% от общей массы геосинклинальных отложений и полученные значения есм нужно в такой же мере понизить. Эта доля, вероятнее всего, пре увеличена, но другого варианта данных мы не имеем.


Тепловыделение за счет перекристаллизации гипергенных минералов компенсирует наличие в осадочных толщах мине рального «балласта». Ввиду этого представленные значения есм можно оставить без изменения.

2.5. Радиогенное тепловыделение осадочных пород При формировании осадочных отложений происходит ак кумуляция радиоактивных элементов, содержащихся в гиперген ных минералах. Тем самым осадочные породы приобретают еще один – радиогенный источник тепловой энергии. В отличие от рассмотренных выше окислительно-восстановительных реакций и реакций минеральных преобразований, радиогенный источник генерирует тепло не импульсами, а непрерывно. Охарактеризуем этот источник, опираясь на фактические данные.

По данным С.Г. Неручева [97], для осадочных пород типич ны следующие концентрации урана и тория, %:

эвапориты – около 10-4 U и Th;

известняки – 1,6·10-4 U и 1,8·10-4 Th;

песчаники – 2,4·10-4 U и 9·10-4 Th;

глинистые породы – 4·10-4 U и 15·10-4 Th;

углеродисто-глинистые породы – (1-2)·10-3 – (1-2)·10-2 U и не менее 15·10-3 Th.

Для сравнения приведем из этой же работы характерные дан ные по ультраосновным и кислым магматическим породам, %:

ультраосновные – (0,6-1)·10-4 U и (1,8-6)·10-4 Th;

кислые – (4-4,5)·10-4 U и 1,8·10-3 Th;

щелочные граниты – (5-10)·10-3 U.

Первичным источником возникновения осадочных пород в ходе литосферного круговорота вещества являются основные и ультраосновные породы (п. 2.1). Осадочные породы, в свою оче редь, дают начало метаморфогенным породам, причем сущест венное значение имеет превращение терригенных песчано глинистых отложений в породы гранитоидного ряда. Кроме того, происходит частичное рециклирование гранитоидов – обратный их переход в осадочные отложения. При такой структуре круго ворота относительно высокие концентрации урана и тория в пес чано-глинистых, а затем в кислых магматических породах фор мируются в связи с некоторым механизмом аккумуляции этих элементов в осадочных отложениях.

В исследовании геохимии урана С.Г. Неручев [96] отмечает, что этот элемент поступает с суши в океан в составе взвесей и в растворенном виде. «Терригенный» уран аккумулируется в осад ках непосредственно, а растворенный – в ходе биохимической седиментации. Большое значение имеет прижизненное накопле ние урана водной биотой, в основном планктонными и донными водорослями. Биота концентрирует уран в сотни и тысячи раз по отношению к морским водам. Как следствие, распределение ура на в донных отложениях океана совпадает с распределением в них органического вещества. Это совпадение переходит и на оса дочные породы – несмотря на то, что при диагенезе осадков зна чительная или даже преобладающая часть Сорг окисляется и воз вращается в морскую среду.

Эта схема накопления урана облегчает понимание законо мерностей формирования ураноносных отложений.

Закономерное повышение содержания органического вещест ва в отложениях с преобладанием пелитового материала дает объ яснение глобальному факту приуроченности повышенных концен траций урана к глинистым породам, особенно углеродистым, би туминозным. «Ураноносные «черные» сланцы, в которых сосредо точены значительные запасы урана, представляют собой крупные месторождения с весьма низкими непромышленными содержания ми рудного вещества», – констатируют Б.Л. Рыбалов и Б.И. Омель яненко ([120], с. 33). Вполне понятно, что в процессе метаморфизма песчано-глинистых толщ и «выгорания» углеводородов возникают кристаллические сланцы и гранитоиды с характерным для них по вышенным содержанием урана.

Кроме углерода, органическое вещество осадочных пород содержит в повышенных концентрациях и другие элементы жиз ни, в том числе фосфор. Вследствие этого имеются общие пред посылки для положительной корреляции содержания фосфора и урана, давно известной в геологии. Более того, фосфат кальция, характерный для костного детрита, обладает высокой сорбцион ной способностью по отношению к урану. Учитывая этот факт, А.В. Коченев и Г.Н. Батурин [75] отмечают устойчивую параге нетическую связь органического вещества, фосфора и урана в та ких типах морских отложений, как черные сланцы и органогенно фосфатные залежи. В ходе ультраметаморфизма этих отложений и последующего палингенеза могут возникнуть фосфатосодер жащие магматические породы типа нефелиновых сиенитов, от личающиеся повышенной радиоактивностью.

В статистическом плане спутником урана является торий, хотя геохимический механизм этого сопровождения не вполне ясен. В рамках настоящей работы можно ограничиться констата цией отмеченного эмпирического факта.

Осадочные породы существенно глинистого состава, со гласно геохимическим данным, содержат несколько процентов калия, в том числе радиоактивный его изотоп. Как уже отмеча лось, основной причиной аккумуляции калия считается высокая катионная поглотительная способность глинных минералов. Ре альность может быть намного сложней хотя бы потому, что гли ны образуются с участием биолитогенеза [27, 36, 54], а калий – один из элементов жизни. Не вдаваясь в этот вопрос геохимии, ограничимся эмпирическим фактом сонахождения урана и радио активного калия в терригенных отложениях.

Очевидно, что экзогенные геохимические процессы концен трирования радиоактивных элементов связаны с круговоротом вещества в литосфере. В таком случае континентальная земная кора должна отличаться повышенным их содержанием по срав нению с океанической. Это положение соответствует имеющимся данным [146] о глобальном распределении урана и тория (в 10-6):

U Th континентальная кора 1,6 6, осадочный слой 2,0 6, гранитный слой 2,7 11, базальтовый слой 0,7 2, океаническая кора 0,26 0, осадочный (I слой) 1,8 2, вулканогенно-осадочный (II слой) 0,7 1, базальтовый (III слой) 0,11 0, Содержание урана и тория в континентальной коре на поря док величин больше, чем в океанической. Это превышение воз никло главным образом за счет «гранитного» (гранитно метаморфического) слоя континентальной коры. Определенный вклад вносит и «базальтовый» ее слой, который в значительной мере сложен метаморфизованными осадочными породами.

Повышенную концентрацию радиоактивных элементов в терригенных отложениях и континентальной коре можно считать «добавленной стоимостью», полученной за счет солнечной энер гии, потраченной на экзогенные геохимические циклы. Радиохи мическое отличие терригенных песчано-глинистых пород страти сферы от исходных базит-ультрабазитовых пород настолько ве лико, что можно говорить о новом качестве, привнесенном этой «добавленной стоимостью».

Отмеченное отличие переходит и на радиогенное тепловы деление осадочных толщ. По данным А.А. Смыслова и его коллег [140], радиоактивность терригенных пород повышается в ряду возрастания их дисперсности: конгломераты – песчаники – алев ролиты – аргиллиты. Типичная генерация радиогенного тепла терригенных отложений в целом составляет 1,45·10-6 Вт/м3. Раз брос значений этой величины находится в пределах от 1,2 до 3,85·10-6 Вт/м3. Максимальное тепловыделение – (10-12)·10-6 Вт/м3 и более наблюдается у глинистых сланцев с повышенным содержа нием Сорг (углеродисто-глинистых сланцев).

Согласно данным той же работы, породы гранитно метаморфического слоя характеризуются следующими средними значениями радиогенной генерации тепла (в 10-6 Вт/м3): мета морфизованные песчаники – 1,37;

кристаллические сланцы – 1,47;

полевошпатовые гнейсы – 2,09;

мигматиты и гранито гнейсы – 1,98;

биотитовые граниты – 2,06;

плагиограниты – 1,37;

гранодиориты – 1,16. Можно заметить, что все они укладываются в середину интервала тепловыделений, свойственных терриген ным отложениям. С учетом геосинклинального происхождения терригенных пород и пород гранитно-метаморфического ком плекса это совпадение является закономерным.

По У.И.Моисеенко и А.А.Смыслову [91], радиогенная теп логенерация в осадочном слое континентов и океанов составляет 1,2·10-6 и 2,0·10-6 Вт/м3. Континентальные и океанические седи ментационные бассейны, по-видимому, заметно различаются по ак кумуляции радиоактивных элементов. Учитывая это, значение ин тенсивности радиогенного тепловыделения (р ), равное 1,2·10- Вт/м3, будем считать характерным минимумом, а 2,0·10-6 Вт/м3– характерным максимумом для геосинклинальных осадочных от ложений. Промежуточное значение, равное 1,6·10-6 Вт/м3, примем в качестве среднего значения теплогенерации.

Суммарное количество радиогенного тепла еср, выделяемого единицей массы осадочной толщи на стадии регионального ме таморфизма, зависит от продолжительности времени t, в течение которого эта толща претерпевает метаморфизм:

еср = рt (2.62) Величину р можно выражать в Вт/м3 (что эквивалентно Дж/м3·с) или по отношению к единице массы пород. В последнем случае, если средняя удельная масса осадочных пород равна 2,5 г/см3, то отмеченным выше объемным значениям соответст вуют следующие массовые их значения ( в 10-12Дж/г·с): среднее – 0,8, минимальное – 0,48, максимальное – 1,12. В соответствии с этим при двух указанных ниже значениях t величина еср прини мает такие минимальные, средние и максимальные значения:

t, млн лет 1 еср, Дж/г 15 25 35 150 250 Суммарное тепловыделение осадочных пород в ходе их ме таморфизма (ес) слагается из вклада, обусловленного окислением органического вещества, превращением гипергенных минералов в гипогенные и радиоактивным распадом:

ес = есс + есм + еср, (2.63) где есс, есм и еср описываются выражениями (2.25), (2.61) и (2.62).

Каждое из этих слагаемых определено в трех вариантах. Со гласно фактическим данным, максимальное тепловыделение свойственно глинистым породам с повышенным содержанием органического вещества. Учитывая это, мы можем найти мини мальное, среднее и максимальное значения ес, складывая соот ветствующие значения есс, есм и еср. Примем во внимание и то, что еср зависит от времени, в течение которого происходит мета морфизм. Проводя вычисления, находим:

t, млн лет 1 ес, Дж/г 425 655 885 565 880 По нашей оценке (п. 2.2), затраты энергии на региональный метаморфизм осадочных пород (их нагрев и частичное плавле ние) составляют примерно 700 Дж/г. Из сравнения этого значения со значениями ес можно констатировать, что в первом варианте собственное среднее тепловыделение почти покрывает затраты энергии, а максимальное – полностью покрывает их. Во втором варианте среднее и максимальное значения ес существенно пре вышают затраты энергии.

Недостаток этого сопоставления связан с тем, что ес не пол ностью расходуется на региональный метаморфизм. Часть выде ляющегося тепла теряется в составе кондуктивных и конвектив ных теплопотерь земной коры. Потеря тепла принимается во внимание при рассмотрении энергетики инверсионной стадии геосинклинально-орогенных циклов (п. 3.2).

В контексте изучения энергетики метаморфизма можно от ветить на вопрос: почему содержание радиоактивных элементов в гранитоидах зачастую выше, чем среднее их содержание в оса дочных породах?

Образование гранитоидов связано с повышенными затрата ми тепла, значительная часть которого расходуется на фазовый переход. Для возникновения гранитоидной магмы необходимо, чтобы исходные осадочные породы обладали большим запасом собственной энергии. Такой особенностью характеризуются гео синклинальные отложения, обогащенные органическим вещест вом и, соответственно, радиоактивными элементами. Именно они с наибольшей вероятностью претерпевают плавление и превра щаются в гранитоиды. В итоге оказывается, что энергетическая избирательность образования гранитоидных магм является при чиной радиохимической их аномальности. Гранитоиды маркиру ют собой участки наиболее энергонасыщенных геосинклиналь ных отложений, претерпевших метаморфизм.

3. ДИНАМИКА ГЕОСИНКЛИНАЛЬНО-ОРОГЕННЫХ СИСТЕМ И ФОРМИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТОВ 3.1. Учение о геосинклиналях и платформах Учение о геологическом круговороте вещества раскрывает закономерности преобразования горных пород и причины геохи мического различия континентальной и океанической литосферы.

Однако оно не затрагивает процессы структурирования литосфе ры, в том числе формирования горно-складчатых сооружений и континентальных платформ. Эмпирические знания об отмечен ных процессах накоплены и обобщены в учении о геосинклина лях и платформах. Это двуединое учение смогло ответить на во просы о том, что представляет собой в тектоническом отношении земная кора материков и каким образом она возникает. Оно было дополнено учением о геологических формациях, свойственных различным структурным зонам геосинклинальных и платфор менных областей. В сочетании с другими знаниями сформиро вался научный базис «классической» геологии, который обеспе чивал успешное прогнозирование, поиски и разведку полезных ископаемых на континентах, с их подводными окраинами. Разви тие этого базиса началось во второй половине XIX века и про должается до сих пор.

При всем том в учении о геосинклиналях и платформах не получено объяснения природы геосинклинальных циклов, в ходе которых образуются горно-складчатые сооружения, и причин тектоно-магматических событий, свойственных молодым и древ ним платформам. Будучи эмпирическим, отражая результаты обобщения фактических данных, оно пока не продвинулось в изучении термодинамических механизмов эволюции материков.

Из многовекового опыта развития науки известно, что эм пирические закономерности нельзя изменить или отбросить. По сле теоретического осмысления они становятся частью более об щего знания – как это произошло, например, с законами движе ния планет Иоганна Кеплера и периодическим законом химиче ских элементов Д.И. Менделеева. Такой же преемственности за служивают и эмпирические учения в геологии. Это признается многими специалистами и ясно выражено М.В. Авдуловым: «В настоящее время наиболее значительным достижением теорети ческой геологии является учение о геосинклиналях. Любая физи ческая теория геологической эволюции Земли общего характера должна включать в себя учение о геосинклиналях в качестве сво ей составной части ([1], с. 27).

В этой связи возникает вопрос: почему учение о геосинк линалях и платформах оказалось вне рамок большинства со временных геотектонических концепций? Причина, надо пола гать, в том, что они слабо соотносятся с реалиями геологиче ского развития Земли и не способны ассимилировать учения, идущего от факта.

В системной геотектонической концепции, начиная с исход ных работ данного направления [127, 133], геосинклинали рас сматриваются как подсистемы глобальной геологической систе мы. Анализируется связь геосинклинально-орогенных циклов с геохимической аккумуляцией солнечной энергии и последующей ее реализацией в земной коре. Проводится исследование физиче ских процессов, определяющих динамику геосинклинально орогенных систем и эволюцию континентальных платформ. При ступая к дальнейшим проработкам, изложим основные положе ния учения о геосинклиналях и платформах.

Одно из них заключается в том, что на протяжении геологи ческой истории океаническая кора трансформируется в континен тальную, вследствие чего континенты разрастаются, а океаниче ские платформы уменьшаются [24, 94, 104, 116, 177]. Оно увя зывается с учением о геологическом круговороте вещества лито сферы, где общепризнаны модели увеличения объема и массы материков в диапазоне времени от архея до современности, и соответствует данным исторической геологии, согласно кото рым древнейшие ядра континентов обрастали, хотя и неравно мерно, более поздними структурами, а последние – еще более молодыми. В той или иной форме рассматриваемое положение принимается почти во всех геотектонических концепциях, в том числе тех, авторы которых с пренебрежением относятся к науч ному наследию классической геологии.

Согласно учению о геосинклиналях и платформах, процесс разрастания континентов включает следующие стадии:

1) появление и развитие геосинклиналей с их осадочными толщами;

2) превращение геосинклиналей в орогены, включающие комплекс метаморфических и магматических пород;

3) ослабление тектоно-магматической активности орогенов и формирование на их месте платформ.

Отмеченные стадии, со схематическим отображением важ нейших геологических событий на протяжении каждой из них, показаны на рис. 3.1.

Рис. 3.1. Важнейшие события на различных стадиях развития земной коры (А.А. Смыслов, У.И. Моисеенко и Т.З. Чадович [141]). Магмы: о.м. – основные, с.м. – средние, к.м. – кислые, щ.м. – щелочные, у.м. – ультраосновные Первая стадия связана с заложением и развитием геосинк линалей. Их жизненный цикл может начинаться в различных тек тонических условиях. По этому признаку Г.М. Власов и М.И. Попкова [32] выделяют следующие типы геосинклиналей:

– океанические (восточноазиатский тип);

– окраинно-континентальные (андийский тип);

– межконтинентальные (средиземноморский тип);

– внутриконтинентальные (уральский тип);

– континентально-блоковые (алтае-саянский тип).

Региональная тектоническая обстановка обусловливает спе цифику развития геосинклиналей. Влияние оказывает и глобаль ная геологическая ситуация, присущая тому или иному геотекто ническому циклу. Тем не менее имеется принципиальное подо бие их эволюции. «Существенно то, – отмечает В.В. Белоусов, – что геосинклинали разных циклов и разного местоположения развиваются по сходной схеме, проходя одни и те же стадии. Это установлено путем сопоставления многих индивидуальных гео синклиналей» ([14], с.149).

Эволюция любой геосинклинали (геосинклинальный про цесс) протекает в виде циклов, в ходе каждого из которых земная кора сначала испытывает преобладающее погружение, а потом – преобладающее воздымание. Известно, что характерная продол жительность геосинклинальных циклов составляет около 200 млн лет, а ее вариации оцениваются в пределах 150-250 млн лет (и даже 100-300 млн лет). Каждая геосинклиналь совершает в своем развитии не менее одного цикла, хотя, как правило, она «отрабатывает» несколько циклов и превращается в ороген от дельными участками.

Эпоху преобладающего погружения геосинклинальной коры М.В. Муратов [94] называет главным этапом развития геосинк линали. Этот этап начинается в условиях растяжения коры и воз никновения глубинных разломов, способствующих опусканию протяженных участков коры и появлению геосинклинальных прогибов (трогов). По разломам происходят внедрение и излия ние базитовой магмы мантийного происхождения. Этот началь ный магматизм активно протекает в геосинклиналях (или на участках геосинклиналей), заложившихся на коре океанического и субокеанического типов. Эффузивная деятельность вызывает там утолщение «базальтового» слоя земной коры. В условиях субконтинентальной и континентальной коры начальный магма тизм приводит к образованию интрузивных и эффузивных тел меньшего масштаба. Одновременно происходит осадконакопле ние, характер и скорость которого варьируют в зависимости от многих факторов. В геосинклинальных седиментационных бас сейнах, располагающихся на океанической коре, континенталь ном склоне и подножье, накапливаются толщи вулканогенных и терригенных отложений. В пределах межконтинентальных и внутриконтинентальных бассейнов значительную роль могут приобретать карбонатные отложения и даже эвапориты.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.