Лекции_Общая геохимия. Геохимия как наука
 Скачать 6.86 Mb.
|
|
3.4. Энергетические ресурсы Земли В 1903 г, П. Кюрии Л. Лаборд обнаружили непрерывное, происходящее вместе с радиоактивным распадом атома, тепловое лучеиспускание, пропорциональное числу распадающихся атомов и времени распада. В том же году Д. Джоли на основании этого открытия показал, что радиогенного тепла, генерируемого радиоактивными элементами, вполне достаточно для образования магм, объяснения вулканической и тектонической деятельности Земли. Все это подорвало гипотезу о постепенном охлаждении Земли в связи с истощением запасов ее энергии, создаваемых гипотетическим певично расплавленным жидким состоянием вещества в ее глубинных зонах. В 1906 г. Р. Стретт (Рэлей, исходя из интенсивности теплоизлучения, генерируемого радиоактивными изотопами, рассчитал, что в зависимости от глубины происходит уменьшение количества радиоактивных элементов в Земле, так как любое допущение об их распространенности во всей планете, идентичной распространенности в породах земной коры, привело бык генерации гигантских количеств тепла и испарению земного вещества. Таким образом, резкое уменьшение концентрации радиоактивных элементов в породах с глубиной было предсказано задолго дополучения фактических аналитических данных, полностью подтвердивших эту идею. Количество тепла, генерируемого каждым радиоактивным элементом в настоящий момент (имеются ввиду главные теплоизлучатели), приведено в табл. 3.3. 41 Таблица Количество тепла, генерируемого радиоактивными элементами в год (по Е. А. Любимовой, 1961 г) Элемент Q, кал/(г-год) U 235 +U 238 0,73 Th 232 0,20 K 40 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 1 0 . Она колеблется от 5 до 150 м/град, составляя в среднем 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 стем, 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 Глубина, км 10 20 60 100 140 200 Т, С 180 270 620 1250 1680 1950 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 ив результате теплоизлучения поверхностью. Величина теплового потока исчисляется по формуле ) /( 2 сек см кал ds dT K Q где К коэффициент теплопроводности горных пород, в среднем равный 0,006 кал/(см . сек. град ds dT — геотермический градиент, варьирующий от 1 до 4 град м 42 Проведенные исследования показали, что среднее значение теплового потока составляет 1,2 • 10 -6 кал/(см 2 сек) или для всей земной поверхности 1,93- 10 20 кал/год. Е. А. Любимова проанализировала причины, вызывающие достаточно постоянный тепловой поток [0,95 кал/(см 2 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 Мо- хо. 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/(см 2 секте. основная масса теплового потока кал/(см 2 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/(см 2 сек. Таблица 3.4 Расчет теплового потока в районе Печенги (Балтийский щит по Е. А. Люби- мовой, 1972 г) Номер слоя Мощность слоям Состав Содержание Q, кал Доля теплового потока U, 10 -4 вес. % Th, 10- 4 вес. % К, вес. % I 1800 Осадки 3,1 9,2 1,1 3,51 0,063 II 3700 Основные породы 0,4 0,5 0,6 0,50 0,018 III 1500 Гнейсы 0,3 2,8 2,3 1,25 0,019 Поверхность Конрада (по сейсмическим данным) IV 28000 Гранули- ты, габбро, эклогиты 0,4 0,8 0,3 0,46 0,109 Поверхность Мохо (по сейсмическим данным) ВСЕГО 0,20 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, таки с удельной теплопроводностью горных пород. В тоже 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 пород, 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, водной из шахт этого района замеры показали, что на горизонте 300 м температура составляла 32° См См См С. Следовательно, майкопские глины играли роль теплоизолятора, способствующего накоплению тепла и прогрева пород, что внесло существенные коррективы враз- меры 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. Таблица 3.5 Термическая характеристика горных пород Породы Глубина верхней и нижней границ, м Содержание, % Средняя плотность, г/см 3 Генерируемое тепло, кал (см . сек) Коэффициент теплопроводности, кал см. сек-град Осадочные 0-12 U=2,5.10-4 Th=l ,0-10- 3 К 2,2 3,0-10- 13 0,003 Граниты 0—40 U=3,5-10-4 Th=l,4-10- 2 K=2,8 2,6 5,1.10- 13 0,006—0,009 Базальты 40-70 U=0,9-10- 4 Th=0,4-10- 3 K = 1,0 2,8 1,5-10-13 0,006—0,009 Перидотиты 70—200 U=1.10- 4 Th=0,1.l0- 3 K=0,4 3,2 0,3-10- 13 0,008—0,010 Нижезалегаю- щие породы 200—800 U=0,02-10- 4 Th=0,02.10- 3 K=0,1 3,5 0,06-10- 13 0,009—0,012 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 стем, что количество радиогенных элементов, непрерывно уменьшающееся в Земле в результате радиогенного распада, было ранее большим. Так, например, общее радиогенное тепло земли складывается из х компонентов, источниками которых являются четыре основных излучателя 40 232 235 238 K Th U U общ Q Q Q Q Q Каждый компонент может быть вычислен по формуле dT ge dQ t t t dT ge Q 0 , g e Q t 1 Где 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 постоянная радиоактивного распада данного элемента (U 238 ; U 235 ; Th 232 , K 40 ). Подобные расчеты, впервые предложенные В.Г. Хлопиным, выполнены Е.А. Любимовой (рис. 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 туже эпоху. Рис. 3.7. Кривые выделения радиогенного тепла в течение жизни Земли (по Е.А. Любимовой). суммарное тепло U 238 ; U 235 ; Th 232 , K 40 тепло, генерируемое отдельными радиоактивными элементами ) Помимо радиогенного источника энергии на Землю поступает 1,36 • 10 24 кал/год лучистой энергии Солнца. Несмотря на то, что значительная ее часть отражается от земной поверхности (60%) либо поглощается атмосферой, она является причиной жизни и различных гипергенных процессов и натри порядка превышает пай радиогенного тепла. Значительная, хотя и неподдающаяся строгому учету, доля солнечной энергии расходуется на реакции фотосинтеза, 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, ив 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 аккреции. Однако учесть ее невозможно, так как пока неясно, какая ее часть при этом сохраняется вне- драх, 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 • 10 38 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+20кал/г жадеит+кварц→-альбит+8 кал/г Все эти виды энергии, отличающиеся различной вероятностью их существования, не поддаются строгому количественному учету и совершенно по разному действуют наземную кору, изменяя ее тектоническое строение 9 Аккреция процесс падения вещества на космическое тело из окружающего пространства 46 рис. 3.8). Основным процессом при этом принято считать субдукцию и спре- динг земной коры. Спрединг (от английского spread — растягивать, расширять) — геодина- мический процесс растяжения, выражающийся в импульсивном и многократном раздвигании блоков литосферы океанической коры ив заполнении высвобождающегося пространства магмой, генерируемой в мантии, а также твердыми протрузиями мантийных перидотитов. Когда концепция спрединга морского дна получила признание в конце 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 каледонидов 10 , а позже произошло открытие Атлантики почтив 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 гранитоид- ного 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 систем- каледонид. 47 4. ПРИНЦИПЫ ИЗМЕРЕНИЯ АБСОЛЮТНОГО ВОЗРАСТА ПРИРОДНЫХ ОБЪЕКТОВ. Свинцовый метод Измерение абсолютного возраста радиоактивных минералов в общем виде основано на точном определении соотношения количества радиоактивного элемента и продукта его распада. Возможный предел измеряемых значений возраста определяется пятикратным периодом полураспада данного радиоактивного элемента. Период полураспада представляет собой величину, обратную константе радиоактивного распада. Для U 238 этот предел определяется значением 22,5.10 лет. Свинцовый метод определения возраста природных объектов основан на радиоактивном распаде урана и тория. В настоящее время известно три ряда радиоактивных превращений, в результате которых изотопы урана U 238 и U 236 и изотоп тория Th 232 , составляющие основную массу этих элементов в природе, превращаются в конечные продукты распада — атомы гелия (альфа-частицы) и изотопы свинца (Р, Р и Р. На основании закона радиоактивного распада можно написать формулу N 0 =N t e λt , (4.1) где N 0 — первоначальное число атомов радиоактивного элемента N t — число атомов радиоактивного элемента по прошествии времени t; λ — постоянная радиоактивного распада е — основание натуральных логарифмов, и 1 0 t t t e N N N (4.2) где N 0 — N t — число распавшихся атомов за время t или число образовавшихся атомов — продуктов конечного распада данного элемента. Для минерала, содержащего уран и торий, можно вывести три уравнения ; устанавливающих зависимость между количеством накопившегося в минерале свинца (Р, количеством нераспавшегося урана (U) или тория (Th) и его возрастом Поскольку (U 235 /U 238 ) = 1/137,7, коэффициент U 235 в уравнении 4.4) заменен на U/137,7, где U — общее содержание урана в минерале 48 где Pb 206 , Pb 207 , Pb 208 — количество изотопов свинца в минерале, а. ем количество изотопов урана и тория в минерале, а. ем постоянные распада изотопов урана и тория 12 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 (Pb 207 /Pb 206 ) без определения содержания в нем свинца и урана. В связи стем, что постоянные распада U 235 и U 238 весьма различны, накопление Р и Р 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 ), 1 ( 15 , 12 04 , 19 154 , 0 204 206 t e Pb Pb (4.7) ), 1 ( 089 , 0 69 , 15 927 , 0 204 207 t e Pb Pb (4.8) ), 1 ( 48 , 46 00 , 39 0499 , 0 204 208 t e Pb Pb (4.9) где Pb 206 /Pb 204 , Pb 207 /Pb 204 , Pb 208 /Pb 204 |