Энергетика глубинных процессов на континентах и океанах

Тектоносфера

В.В. Гордиенко

Институт геофизики им. С.И. Субботина НАН Украины, Киев

ЭНЕРГЕТИКА ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ НА КОНТИНЕНТАХ И ОКЕАНАХ

Рассмотрена концентрация К, U и П в породах земной коры и верхней мантии платформ, геосинклиналей и океанов. Для них рассчитаны величины радиогенной теплогенерации пород верхней мантии: около 0,04, 0,06 и 0,08 мкВт/м3 соответственно. Для платформ установлено соответствие теплогенерации геологической истории, тепловому потоку и глубинным температурам. Доказано выполнение закона сохранения энергии в геологических процессах. Ключевые слова: верхняя мантия, радиогенная теплогенерации, глубинные процессы

Введение

Дискуссия об источнике энергии глубинных процессов в текто-носфере Земли продолжается уже в течение 40—50 лет. С точки зрения разрабатываемой автором адвекционно-полиморфной гипотезы (АПГ) имеющейся информации вполне достаточно для доказательства на количественном уровне действия закона сохранения энергии на всем протяжении изученной геологической истории, если считать ее источником радиогенную теплогенера-цию (ТГ) в коре и верхней мантии [10] и др. Альтернативные гипотезы (прежде всего — тектоники плит) с одной стороны количественно не рассматривают энергетический баланс, ограничиваясь качественными соображениями об источнике энергии и ее затратах на активные процессы, с другой — неправомерно занижают вклад ТГ [25] и др.

Задача данной статьи — рассмотреть обе стороны энергетического баланса тектоносферы на количественном уровне с использованием новых литературных данных и результатов, полученных автором в последние годы.

В основу рассматриваемой модели легло представление о начальном распределении температуры (Т) примерно 4,2 млрд лет назад. Оно обусловлено (если абстрагироваться от несущественных для нашей задачи сторон процесса) предшествующей аккрецией (приведшей к среднему нагреву планеты в зависимости от принимаемой схемы процесса на 1500—2500 °С) и дифференциацией Земли на ядро и внешние оболочки (вызвавшей средний

© В.В. ГОРДИЕНКО, 2014

нагрев на 1200 °С) в течение нескольких сотен млн лет [21, 22] и др., образованием «магматического океана» глубиной около 1000 км. «Магматический океан обогащается летучими и некогерентными элементами относительно твердой мантии, которая становится очень сухой и лишенной летучих элементов» [21, с. 28], а из него выносится вещество коры. Процесс сопровождается интенсивным тепломассопереносом (скорее всего — непрерывной конвекцией), охлаждением тектоносферы до температуры солидуса пород [5]. При ее достижении вязкость вещества мантии существенно увеличивается, непрерывная конвекция со скоростью, необходимой для обеспечения тепломассопереноса при реальных активизациях, становится маловероятной. Последующие изменения Т связываются с кондуктивным охлаждением через поверхность, выделением радиогенного тепла (изменяющейся во времени интенсивности, при отсутствии теплопотерь способного нагреть верхнюю мантию на 2000—2500 °С) и выносом тепла к поверхности адвективным путем во время активизаций. Дополнительные источники тепла (его выделение или поглощение) могут возникать при смещении кровли зоны полиморфных переходов в низах верхней мантии.

Порядок анализа. Энергетический баланс по АПГ складывается из интегральной теплогенерации в коре и мантии с одной стороны и расхода на поддержание теплового потока через поверхность с другой. Последний следует подразделить на три составляющие: 1) связанную с остыванием неподвижной среды, 2) с теплогенерацией в ней, 3) с тепломассопереносом в тектоносфере, происходящим при активных процессах. Энергетические потребности других проявлений активных процессов (магматизм, поднятия поверхности, складчатость и т.п.) незначительны по сравнению с аномалиями ТП, сопровождающими активизацию [5, 10] и др. В этом смысле показателен подсчет энергии, выносимой на единице поверхности в районах ее максимальных затрат — больших магматических провинциях (LMP). При суммарной мощности слоя лавы 0,5 км и перегреве на 1000—1200 °С по сравнению с температурой поверхности вынесенная энергия не превышает первых процентов от потребляемой мантийным тепло-массопереносом и проявляющейся, в конечном счете, в аномальном тепловом потоке. Первая процедура контроля правильности выбранных теплогенераций и расчета ТП от остывания тектоносферы — сравнение суммарного ТП с наблюденным на неактивизированной докембрийской платформе, т.е. в регионе, где достаточно давно (сотни млн лет) не было тепломассопереноса в мантии. Естественно, период, в течение которого учитывается величина ТГ, формирующая современный ТП, должен быть достаточно велик, чтобы отразить вклад значительной части мантии и учет изменения радиогенной теплогенерации со временем. В статье использован максимальный отрезок времени (4,2 млрд лет), что позволяет учесть вклад примерно 200 км верхней части тектоносферы. Вторая процедура представляет собой сравнение суммарного выделения радиогенного тепла за длительный период с энергией, вынесенной за это время кондуктивным тепловым потоком и аномальным ТП активных периодов геологической истории. В статье выбран период 3,6—0 млрд лет, в течение которого можно относительно хорошо описать эту историю, по крайней мере — для современных щитов.

Поскольку радиогенная теплогенерация резко изменяется во времени, интересно сравнить расчетные и экспериментально установленные данные, характеризующие такое изменение для «потребляемой» энергии.

Радиогенная теплогенерация в земной коре

Данных о содержании урана, тория и калия (соответственно — о современной ТГ) в породах коры очень много, для тех же пород установлены значения скорости продольных сейсмических волн (Ур) и ее зависимости от температуры и давления. В результате получены корреляционные связи между параметрами для пород консолидированной коры ТГ = 1,28 ехр 1,54 (6-Ур) при платформенном распределении температур.

При расчете теплогенерации по концентрациям радиоактивных элементов использовались общепринятые выражения: для и — 0,097а . С Вт/м3, ТИ — 0,026а . С Вт/м3, К — 0,036 . 10-4а . С Вт/м3, для К2О — 0,03 . 10-4а . С Вт/м3, где а — плотность, С — концентрация.

Теплогенерация в слабо литифицированных породах верхней части осадочного слоя довольно стабильна. К нижней части мощного слоя, где литификация существенно растет, ТГ сокращается по имеющимся оценкам примерно до 0,8 мкВт/м3, в пределе (при температуре литификации 400 °С) — до 0,5—0,6 мкВт/м3 [6, 7] и др.

Во всех случаях использовались средние значения теплогенерации в группах пород. Упоминание об этом совершенно естественном обстоятельстве связано с определением ТГ пород мантии (см. ниже). Данные о теплогенерации в осадочном слое и консолидированной коре приведены в табл. 1.

Приведенные величины ТГ использованы для расчета фонового теплового потока, производимого корой и неподвижной мантией. Последняя в платформенных условиях (после геологически значительного (в сотни млн лет) периода отсутствия активности постоянна (см. ниже) практически для всего фанерозоя).

Решались двумерные и трехмерные прямые стационарные задачи. Сравнение с экспериментальными данными проведено в основном на платформенных территориях Украины, где есть густая сеть профилей ГСЗ со скоростными разрезами земной коры и определений ТП. Получено удовлетворительное согласование во всех случаях, включая зоны существенно пониженных тепловых потоков. Такой контроль демонстрирует отсутствие существенных погрешностей в использованной информации. Теплогенерацию коровых пород можно считать известной много лучше, чем мантийных.

В соответствии с периодами полураспада (уран — 4,51 . 109 лет, торий — 13,9 . 109 лет, калий (40) — 1,36 . 109 лет) определено изменение ТГ верхней и нижней коры во времени (по данным рис. 1).

Таблица 1. Теплогенерация (мкВт/м3) коровых пород

VP ТГ VP ТГ VP ТГ

Осадочный слой и верхняя (метапелитовая) часть фундамента

2,0 1,2 3,5 1,07 5,0 0,87

2,5 1,16 4,0 1,02 5,5 0,74

3,0 1,11 4,5 0,95 6,0 0,50

Консолидированная кора

5,9 1,52 6,4 0,69 6,9 0,32

6,0 1,28 6,5 0,59 7,0 0,27

6,1 1,08 6,6 0,51 7,1 0,23

6,2 0,94 6,7 0,44 7,2 0,20

6,3 0,81 6,8 0,37

Рис. 1. Изменение теплогенерации пород тектоносферы во времени (обоснование ТГ пород мантии платформ — см. ниже) 3 — полная энергия, выделенная (на рис. 2,6,7 — вынесенная) за 3,6 млрд. лет (в 1014 Дж/м2).

Рис. 2. Изменение радиогенного теплового потока из коры во времени

Тепловой поток, производимый корой за счет теплогенерации ее пород, за время 3,6 — 0 млрд. лет назад изменяется в довольно широких пределах и в среднем составляет 28 мВт/м2 (рис. 2).

Теплогенерация в породах верхней мантии

Диапазон мнений об этом параметре весьма велик. Значения ТГ можно установить по результатам определения концентраций урана, тория и калия в ксенолитах выносимых магмами кимберлитов и щелочных базальтов. Данные для урана и тория очень изменчивы в отличие от данных для калия. Но последний определяет не более 25 % ТГ мантийных пород. Соответствующая информация приведена на рис. 3.

Банк данных для мантийных пород включает сведения, накопленные автором в течение примерно 40 лет из гораздо большего количества источников, чем указано в ссылках. В нем представлены содержания и, ТИ и К (как правило — К2О) в ксенолитах преимущественно из кимберлитов (данные по ксенолитам из щелочных базальтов составляют примерно 35 %) платформ всех континентов. Заметной разницы между двумя группами ксенолитов не заметно.

Распространено мнение о том, что содержания урана и тория в породах мантии незначительны, примерно на уровне максимальных экстремумов на гистограммах рис. 3 [17, 25, 35] и др., а относительно более высокие содержания появляются как результат контаминации магмой при транспортировке ксенолитов к поверхности. Основанием для такой интерпретации служит представление о направленном изменении состава мантии — от примитивного к деплетированному, объясняемое выносом некогерентных компонент состава в кору. Оба утверждения вызывают серьезные возражения.

По поводу влияния контаминации:

1. В случаях изучения результатов предполагаемой контаминации за дни или декады во время перемещения ксенолитов магмой и их нахождения в верхнем

Рис. 3. Содержания урана, тория и калия в породах мантии, основных изверженных породах коры и эклогитовых ксенолитах [4, 15, 17, 20, 26, 29, 35, 36, 38—40, 43, 45, 47, 49, 52, 56, 60] и др. п — число анализов, М — медианное значение, X — среднее значение

магматическом очаге перед извержением [56] и др. оказывается, что процесс крайне неравномерен и часто противоречит процедуре смешивания. Не худшим объяснением кажется вынос ксенолитов из зоны выше очага плавления, которая предварительно метасоматизирована при длительном существовании очага (в этом его отличие от очага кимберлитовой магмы). Тем более, что «Результаты изотопно—геохимического изучения ... шпинелевых лерцолитов, а также база-нитов из трубок взрыва свидетельствуют о совмещенном по времени процессе ... метасоматоза пород верхней мантии и образования базанитовых расплавов».[19, с. 18]. К близким выводам приходят и авторы работы [46].

Большая часть выносимых ксенолитов, обладающая незначительными концентрациями урана и тория, считается избежавшей контаминации. Причина такой избирательности, скорее всего, в том, что в начале пути (примерно в интервале мощностью 10 км [11]) магма захватывает ксенолиты из предварительно метасома-тизированного интервала над кровлей очага, а затем — на гораздо большем отрезке пути к поверхности — обломки неизмененных пород. При расчете необходимо учитывать вклад всех составляющих мантии. Ведь и сама основная магма образуется из ее пород, и наблюдающаяся в ней концентрация радиоактивных элементов при реальной степени плавления должна быть в несколько раз больше минимальной наблюдаемой (чаще всего встречающейся).

2. В некоторых ксенолитах метасоматических пород мантии (например, глимме-ритах, флогопитсодержащих лерцолитах и перидотитах) и заметной части эклогитов концентрации радиоактивных элементов сопоставима со вмещающими базальтами, в то время как степень метасоматоза находится на уровне первых процентов [56]. Тут трудно заподозрить контаминацию. Несмотря на относительную редкость таких пород, их учет может заметно повлиять на вычисляемую среднюю ТГ в мантии.

При формировании выборки для мантийных пород на рис. 3 в нее могли попасть и эклогитовые ксенолиты, так как в некоторых источниках состав ксенолитов не сообщается.

3. Для всех пород, представленных на рис. 3, вариации содержаний калия невелики, так как он входит в состав породообразующих минералов. Изменчивость содержаний урана и тория значительна, так как они включены в акцессоры. Ее можно характеризовать различиями между медианными и средними значениями, она практически одинакова в породах мантии и основных породах коры, для которых контаминация не предполагается. Специфичность вариаций содержаний в эклогитах может быть связана с их метаморфической историей.

4. В случае контаминации должна наблюдаться связь между содержаниями урана в ксенолитах и вмещающих базальтах. По имеющимся данным [17] и др. она отсутствует — рис. 4, а.

Связь концентраций урана и тория в мантийных породах такая же, как в образованиях, не подвергавшихся контаминации.

По поводу изменения состава мантии от примитивной к деплетированной:

1. Имеется ряд указаний на то, что содержание радиоактивных элементов в примитивной мантии бывает ниже, чем в деплетированной [36] и др. При сокращении в мантии концентраций радиоактивных элементов со временем логично ожидать такого же изменения в выплавляемых из нее базальтах или сокращения объема базальтового магматизма в ходе геологической истории. На самом деле этого не происходит.

и, 10"

U6äu, 10"° О 10 20 30 40 50 Th, 10"

10 20 30 40 50 Th, 10"

Рис. 4. Сравнение содержаний урана в мантийных ксенолитах и вмещающих базальтах

Таблица 2. Состав пород верхней мантии по ксенолитам в кимберлитах Южной Африки

Порода С, % Порода С, %

Перидотит-пироксенитовая ассоциация Эклогитовая ассоциация

Дуниты 0,3 Эклогиты 63

Гарцбургиты 16 2-рсх эклогиты 2

Лерцолиты 14 Кианитовые эклогиты 8

Гранатовые гарцбургиты 18 Кварцевые эклогиты 0,6

Гранатовые лерцолиты 43 Р1-эклогиты 8

Перидотиты 6 Ga-эклогиты 3

Другие 3 Корундовые эклогиты 6

Другие 9

2. Согласно АПГ поступление в верхнюю мантию корового материала за время известной геологической истории эквивалентно слою мощностью около 250 км. Кроме того, в мантии должны присутствовать значительные интервалы глубин (суммарной мощностью в несколько десятков км) метасоматически измененных пород над магматическими очагами, реститы и кумуляты [10] и др. Близкие результаты получаются и при подсчете погрузившегося в мантию корового материала по представлениям гипотезы тектоники плит. «...многие мантийные эклогиты произошли из океанической коры, погружающейся в мантию.» [22, с. 102].

Таким образом, направленное обеднение мантии нереально. Об этом свидетельствуют многочисленные данные для наиболее изученных по ксенолитам блоков верхней мантии. Например, в работе [54] приведен состав мантии нескольких районов с кимберлитовым магматизмом на трех континентах — рис. 5. Отметим, что фертильной считается мантия, обогащенная некогерентными

Северное Лесото

Юго-западный Каапвааль, группа I

Мичиган

Кратон Слейв

200 I

Северная Ботсвана

Юго-западный Каапвааль, группа II

Роберте Виктор, Южная Африка

Кратон Гевлер, Южная Австралия

Рис. 5. Состав пород мантии некоторых платформенных районов Африки, Сев. Америки и Австралии по данным ксенолитов в кимберлитах [54]: 1 — гарцбургиты, 2 — деплетированные лерцолиты, 3 — деплетированная и метасоматизированная мантия, 4 — фертильные лерцоли-ты, 5 — мантия, метасотизированная магмой

компонентами, в частности, и радиоактивными элементами. Как правило, обогащена ими и метасоматически измененная мантия.

Для Южной Африки в работе А. Рингвуда [22] приведен состав ксенолитов в кимберлитах (табл. 2) с использованием другого подхода к классификации. Количество ксенолитов двух ассоциаций сопоставимо. «...есть все основания предполагать, что встречаемая в кимберлитах ассоциация перидотитовых и эк-логитовых ксенолитов и ксенокристов представляет собой среднюю «пробу» мантии.» [22, с. 104].

Под Скалистыми горами мантия представлена кумулатами, дунитами, гарц-бургитами, лерцолитами, верлитами, ортопироксенитами, слюдистыми пирок-сенитами, вебстеритами, глиммеритами [41, 2004].

По данным [29] части мантийных разрезов, изученные по ксенолитам в кимберлитах, на 30—70 % состоят из эклогитов, остальное — перидотиты и некоторое количество вебстеритов. Около трети эклогитов имеют коровое происхождение, примерно столько же — неясное, остальные — мантийные. В эклогитах

содержание урана в 2—2,5 раза больше, чем в перидотитах (впрочем, таких данных в этой работе приведено мало).

Верхняя мантия под блоками Украинского щита представлена сочетаниями в разных пропорциях лерцолитов, эклогитов, вебстеритов, дунитов, глиммеритов, пироксенитов [30, 31] и др. В целом можно говорить скорее об обогащении фане-розойской мантии по сравнению с докембрием, чем об ее обеднении [11].

О значительном разнообразии мантийных пород свидетельствуют данные по Балтийскому щиту [34 и др.]. Данные по многим районам кайнозойского щелочного базальтового магматизма континентов и океанов обнаруживают различные тренды изменений шпинелевых лерцолитов, встречены варианты как деплетированной, так и обогащенной мантии [12]. Среди ксенолитов, вынесенных неогеновыми базальтами Центрального массива Франции, присутствует широкий спектр пород от представляющих примитивную мантию до предельно обедненных дунитов [58]. Среди ксенолитов, вынесенных гавайскими базальтами, пред-ставлен набор пород, включающий перидотиты, верлиты, эк-логиты, дуниты [43].

Таким образом, идея об однонаправленном изменении (обеднении) мантии с возрастом представляется умозрительной, не согласующейся с фактами.

3. Формирование состава верхней мантии связано, в частности, с участием коровых образований, подтверждаемом многочисленными данными [23, 29].

В петрологической литературе можно встретить обоснование точки зрения, согласно которой часть находящихся в мантии эклогитов поступает в нее из коры [48]. Это предположение находит подтверждение в изотопных метках алмазов в некоторых эклогитах [24]. Они служат доказательством погружения эклогити-зированных пород земной коры на большие глубины (ниже границы раздела графит—алмаз, т.е. при реальных Т в платформенном регионе — более 120 км). Некоторые авторы [42 и др.] считают, что без погружения эклогитизированных блоков коры в верхнюю мантию вообще невозможен «внутриплитовый» (речь идет о континентальной плите) магматизм наблюдаемого состава из мантийного источника на глубинах порядка 50—150 км. Не исключено, что рассматриваемое явление формирует состав верхних горизонтов «мантии гавайского типа» [44].

Предполагаются различные варианты участия погрузившихся коровых эклогитов в формировании состава источников магмы в мантии [1, 18, 57 и др.].

И все же привязать разные концентрации урана и тория к разным мантийным породам по имеющемуся материалу практически невозможно. Часто описание пород сводится к самой общей характеристике, например, «примитивная мантия». В пределах этой «породы» оказываются образования с вариациями химического состава, превышающими отличия ее от деплетированной или фер-тильной мантии [12 и др.].

Но можно вполне обоснованно предположить, что обнаруженные вариации содержаний урана и тория в мантийных породах отражают реальную картину теплогенерации, и ее можно вычислить по средним содержаниям. Для настоящего времени она составит 0,043 мкВт/м3. Цифра очень близка к получаемой из представлений А. Рингвуда о составе мантийного пиролита как «...смеси трех частей альпийских перидотитов и одной части гавайских толеитов.» [22, с. 174— 175]. Конечно, используя такую модель для оценки ТГ (а не химического и минерального состава пиролита), необходимо иметь в виду, что в мантии породы

основного состава представлены эклогитами, в которых содержания урана и тория резко понижены по сравнению с базальтами (см. рис. 3).

Изменение ТГ во времени для пород верхней мантии представлено на рис. 1. В нижней мантии предполагается отсутствие «базальтовой составляющей» и, соответственно, резкое понижение теплогенерации.

Тепловой поток в период 3,6—0 млрд лет назад за счет теплогенерации в верхней мантии представлен на рис. 6, а.

Элементы теплового баланса

Кроме перечисленных компонент теплового потока (радиогенного из коры и неподвижной мантии) существует еще составляющая, обусловленная остыванием коры и мантии. Тепловой поток от охлаждающейся текто-носферы (от температуры солидуса 4,2 млрд лет назад) представлен на рис. 6, б.

Сумма двух последних компонент для настоящего времени составляет 20,5 мВт/м2. Это с большой точностью отвечает величине мантийного теплового потока на платформах (т.е. в ситуации длительного отсутствия тепломассопереноса), определяемой как разница между экспериментальным ТП и расчетным коро-вым радиогенным [11 и др.]. Такое совпадение невозможно при неправильно выбранной теплогенерации в верхней мантии. Сумма всех трех компонент кондуктивного теплового потока составляет в настоящее время 40 мВт/м2, что очень близко к наблюдаемому ТП на платформе вне аномалий, связанных с глубинным тепломассопереносом. На хорошо изученной территории Украины такой тепловой поток зафиксирован на склоне Воронежской антеклизы, в Днепровско-Донецкой впадине, на Украинском щите, Волыно-Подольской плите, на Южноукраинской моноклинали. Как правило, он выше расчетного примерно на 2 мВт/м2, что может быть в ряде районов связано с наличием осадочного слоя с относительно высокой ТГ, а на щите — с распространением гранитоидов.

Интегральное выделение тепла в коре и верхней мантии за последние 3,6 млрд лет составляет 73,5 . 1014 Дж/м2. Кондуктивный тепловой поток за это время вынес 59,5 . 1014Дж/м2. Разница должна обеспечить тепломассоперенос при активных глубинных процессах.

Рассмотрим потребность глубинных процессов в энергии (W). Имеются в виду геосинклинали, рифты и зоны одноактной активизации (согласно АПГ в геосинклинальном процессе три акта тепломассопереноса, в рифтовом — два-три). Подробнее проблема анализируется в [10 и др.], здесь приведем лишь некоторые данные общего характера. Следует отметить, что величина W в публикациях автора несколько изменяется во времени. Это связано с трудностью точного определения теплового потока в относительно молодых геосинклиналях и рифтах. Очень часто ТП искажены влиянием современной активизации. Не является исключением и данная статья: приводимые ниже W несколько меньше использованных в [10].

Аномальный тепловой поток геосинклинали выносит 0,68 . 1014 Дж/м2 (рис. 7, а), с учетом расхода энергии на нетепловые процессы в приповерхностной зоне (прежде всего — поднятие блока коры и верхних горизонтов мантии) расход на один геосинклинальный цикл увеличивается до 0,8 . 1014 Дж/м2.

20 " 16 -

12 -

's

н

16 -12 -

8 -

Рис. 6. Тепловой поток за счет: а — теплогенерации в породах мантии (3 — суммарная величина в 1014 Дж/м2); б — охлаждения коры и мантии

Рис. 7. Аномалия теплового потока: а — геосинклинали; б — рифта

Для рифтогенеза эта величина оказывается несколько меньше — около 0,6 • 1014 Дж/м2 (рис. 7, б). Примерно столько же (0,55 • 1014 Дж/м2) требуется для одноактной активизации. В последнем случае не удается построить экспериментальную аномалию теплового потока, для оценки W использовалась расчетная по АПГ.

Судя по интенсивности возмущений в районах современной активизации, где происхождение аномалии ТП можно предположить не только в связи с гидротермальной деятельностью, максимум достигает примерно тех же величин, что и в рифте, — около 20 мВт/м2.

Тепломассоперенос в тектоносфере. В процессе расчета тепловых моделей, отражающих последствия тепломассопереноса, на исходную модель — распределение температуры солидуса до глубины 1000—1100 км 4,2 млн. лет назад и результаты ее эволюции под влиянием теплогенерации и выноса тепла через поверхность — накладывались результаты перемещений вещества в каждом активном эпизоде истории региона. Изучение состава магматических пород Украинского и других щитов [11 и др.] показало, что глубины кровли астеносферы в ходе активных процессов докембрия изменяются так же, как в геосинклиналях и рифтах фанерозоя. Именно в этом смысле древним процессам были приписаны обозначения «геосинклиналь» и «рифт», тектонические последствия этих событий могли быть и иными, чем в фанерозое. В докембрии, скорее всего, сохраняется присущая фанерозойским геосинклиналям гомодромная последовательность магматизма, нарушаемая только на этапе последующей активизации [11]. Однако осадочный чехол огромных по площади прогибов протогеосинк-линалей (протомиогеосинклиналей?) рифея или даже венда — раннего кембрия (Грампианская, Кордильерская геосинклинали и др.) формируется в условиях отсутствия заметных наклонов, вызывающих голоморфную складчатость при

сползании по фундаменту [10]. Таким образом, может отсутствовать важнейший диагностический признак рассматриваемого эндогенного режима. Такое предположение, в общем, подтверждается [33 и др.].

Выбор варианта активного процесса связывался с видом предшествующей ему тепловой модели. Если перед его началом температуры превышали солидус в большом интервале глубин ниже 200 км, ситуация считалась подходящей для возникновения внутриастеносферной конвекции и геосинклинального процесса. При этом учитывалось наличие сверхадиабатического градиента в астеносфере или ее части. Именно такой фрагмент астеносферы считался пригодным для конвективного перемешивания вещества и подготовки всплывающего вверх астенолита. Если астеносфера была менее мощной, условия считались подходящими для рифтового процесса или одноактной активизации (которой отвечало перемещение вещества, характерное для начального этапа рифтогенеза). Как правило, вынос вещества в этом случае осуществлялся из астеносферы или ее части мощностью около 100 км, реже — 50 км. В случае отсутствия астеносферы или ее незначительной (менее 50 км) мощности ситуация считалась непригодной для начала активного процесса, расчет (подразумевающий только эволюцию фона и сглаживание возникших прежде аномалий Т) продолжался до момента формирования необходимых условий. Для упрощения расчетов диаметр единичного кванта тектонического действия (КТД — минимального объема вещества, способного к перемещению) во всех случаях считался равным 50 км. Каждому геосинклинальному или рифтовому событию отвечало перемещение трех КТД. При расчете тепловых эффектов, обусловленных перемещением вещества, в случае необходимости учитывалась ограниченность возникающих источников тепла по длине и ширине.

Конечно, проведенное моделирование не отражает единственно возможный вариант последовательности активных процессов в тектоносфере щита. Были рассмотрены несколько разновидностей схем процесса с разными тепловыми свойствами среды и разным выбором характера процесса в моменты, когда тепловая модель не позволяла однозначно предпочесть тип эндогенного режима, когда можно было начинать активизацию или продлить время «тектонического покоя» для более полного «созревания» условий последующего тепломассопере-носа. Во всех случаях картина получалась принципиально та же. К рассчитанным актам тепломассопереноса нельзя добавить ни одного.

Подробное рассмотрение построения модели и сравнения расчетного возраста периодов активизации с экспериментально установленным для пород щитов всех континентов приведено в [8, 9, 11]. Сравнение осложнено тем обстоятельством, что в позднем архее и протерозое активизации не охватывают всю территорию одновременно. Небольшие различия в теплогенерации мантийных пород приводят к некоторому смещению возрастов активизаций в разных блоках щитов, а расчет выполняется для одного. Тем не менее удается достоверно выделить датировки, пригодные для сравнения с модельными на Канадском (КЩ), Балтийском (БЩ), Украинском (УЩ), Индийском (ИЩ) щитах, Сибирской (СП), Сино-Корейской (СКП), Африканской (АфП), Южноамериканской (ЮАП), Австралийской (АвП) и Антарктической (АнП) платформах.

«Пропущенные» экспериментальные датировки (табл. 3) могут быть связаны с неполнотой изученности щитов, работы последних лет во многих случаях закрыли

Таблица 3. Сравнение модельных

М КЩ БЩ УЩ СП СКЩ ИЩ АфП ЮАП АвП АнП

3800 3800

3770

3740 3750 3750

3710 3700 3700 3710

3680 3680 3670 3670 3680

3650 3650 3550 3650

3620 3620 3620 3620

3590 3590 3600 3600 3600 3600 3600

3560 3550 3560 3560

3530 3530 3530 3530

3500 3500 3510 3500 3500 3500 3500 3500 3500 3500

3470 3470 3480 3470 3470 3470

3440 3440 3450 3440 3440 3450 3440

3410 3410 3410 3400 3400 3410 3410 3400 3400

3370 3370 3350 3380 3350 3380

3330 3350 3330 3350 3340 3330 3330 3330 3350

3300 3300 3310 3300 3300 3300 3300 3300 3300 3300

3270 3250 3250 3270 3250 3260 3260 3260 3250 3270

3230 3220 3230 3250 3230 3240 3230 3230 3230

3200 3200 3210 3190 3200 3200 3200 3200 3200 3200 3200

3170 3160 3170 3160 3170 3180 3170 3180 3170

3140 3150 3140 3140 3120 3150 3150 3120 3150

3100 3100 3100 3100 3100 3100 3100 3100 3100

3070 3080 3070 3070 3070 3070

3040 3040 3030 3040 3050 3040 3040 3050

3010 3000 3010 3010 3000 3000 3000 3000 3010 3000 3000

2980 2980 2980 2980 2970 2970 2980 2990 2970 2980

2940 2940 2940 2920 2940 2950 2920 2950 2930 2940

2900 2910 2900 2900 2910 2900 2900 2900 2900 2900

2860 2850 2860 2860 2860 2850 2850 2870 2860 2840

2820 2820 2820 2820 2800 2800 2810 2800 2810 2820

2780 2780 2780 2790 2770 2800 2780 2780 2780 2790

2740 2740 2740 2740 2750 2740 2750 2740 2740 2740

2700 2700 2700 2700 2700 2700 2700 2700 2700 2700

2650 2650 2650 2660 2660) 2650 2630 2650 2670 2660 2640

2600 2600 2590 2600 2600 2600 2600 2600 2600 2600 2600

2550 2550 2540 2550 2550 2550 2560 2550 2540 2550 2540

2500 2480 2490 2500 2490) 2500 2490 2500 2490 2480 2500

2400 2420 2400 2430 24104) 2420 2400 2410 2430 2400 2420

2350 2350 2350 2340 2350 2360 2310 2350 2350 2360

2280 2290 2280 2290 2300 2300 2290 2300 2300 2300

2240 2240 2240 2240 2240 2240 2240 2250 2250

2200 2190 2210 2200 2200 2200 2200 2200 2200 2200 2200

2150 2160 2160 2150 2140 2160 2140 2150 2150 2160

2120 2110 2120 2110 2110 2110 2100 2110 2120 2130 2100

2060 2060 2050 2060 2060 2060 2030 2060 2060 2050 2060

2000 2000 1990 2000 2000 2000 2000 1990 2010 2000 2000

1850 1850 1860 1880 1860 1860 1870 1860 1860 1840 1860

1800 1800 1790 1800 1810 1800 1810 1800 1800 1800 1800

1750 1750 1740 1750 1750 1740 1720 1740 1750 1740 1740

1480 1470 1480 1460 1500 1520 1480 1430 1490 1480 1490

1350 1330 1330 1350 1350 1370 1350 1330 1350 1350 1370

1250 1260 1230 1230 1250 1290 1240 1250 1210 1220 1270

1100 1080 1120 1100 1100 1160 1100 1430 1100 1150 1120

950 960 960 900 960 970 1330 980 980 960

790 770 780 770 790 780 790 770 780 790 800

600 600 600 650 680 600 620 570 570 600 620

400 400 420 390 400 500

200 200 280 200 150

0 70 0—5 5 100 20

200 400 600 8001000

ч 1 1 1 1

- \ • I кщ 1

- 1 \

- \ Ч:\

\ *** 1 •

200 400 600 8001000

т-1—>- I—

.. /#ЮАП •

! U

\\

'S'

200 400 600 8001000

200 400 600 8001000

200 400 600 8001000

т-1-1—I—

200 400 600 8001000 200 400 600 8001000

V 1 1 1 1

/

~ \ • ; АП V \ Ii •

\ Л*

- \ * 1

- \ * • \ •

200 400 600 8001000 т-1-1—>--1—

( ищ

•I

♦Чг.

200 400 600 800 °С

и-1—

200 400 600 8001000 т-г

: скщ

Рис. 8. Сравнение расчетных (1) и экспериментальных (2) данных о распределении температуры в коре докембрийских регионов; 3 — фанерозойское распределение Т в коре платформы, 4 — температуры солидуса пород амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма

такие пропуски. В целом согласование расчетных и экспериментальных данных не вызывает сомнений, невозможно представить их случайное совпадение.

В районах щитов и платформ мира, где можно наблюдать следы активных процессов в указанный выше период, произошли (табл. 3) 23 активных события. Это 3 геосинклинальных, 11 рифтовых и 9 активизаций (современная активизация не включена в этот перечень, так как на большей части территории платформ еще не состоялась). Проведенные расчеты фактически представляют собой физическое обоснование канона Штилле.

Результат (расход энергии около 14 . 1014 Дж/м2) соответствует разнице между радиогенной теплогенерацией в коре и верхней мантии и кондуктивным потоком из тектоносферы, т.е. массоперенос, вызывающий тектоно-магматическую активность, потребляет около 20 % радиогенной энергии. Радиогенной теплоге-нерации в тектоносфере вполне достаточно для объяснения глубинных процессов, нет смысла привлекать другие, особенно — находящиеся на глубинах, информация о которых отсутствует (граница мантии и ядра и т.п.).

В пользу принятого уровня теплогенерации в коре и мантии говорят и данные геотермометров, отражающие РТ-условия образования или преобразования пород в периоды от глубокого докембрия до современности (рис. 8, 9). Эта информация поставляется ксенолитами, выносимыми кимберлитами и щелочными базальтами в платформенных регионах. Большая часть коровых данных по-

500 1000 1500 500 1000 1500 500 1000 1500 500 1000 1500 "С 500 1000 1500 500 1000 1500 500 1000 1500 500 1000 1500

Рис. 9. Сравнение расчетных температур (1) и данных геотермометров (2) в мантии

лучена на поверхности по породам глубокоэродированных блоков. Для этих образований и ксенолитов из большей части коры сохраняются максимальные Т. В мантии под влиянием высоких РТ-условий породы в значительной мере успевают «подстроиться» под платформенный режим.

Эволюция массопотока в геологической истории

Приведенные данные не только демонстрируют выполнение закона сохранения энергии, но и иллюстрируют сокращение частоты активных процессов за рассматриваемый период более чем в 5 раз, что объясняется сокращением концентрации радиоактивных элементов по мере их распада.

Существует еще один независимый метод контроля правильности такого изменения. Он основан на моделировании изотопно-геохронометрических систем [2 и др.]. Моделирование призвано разрешить проблему соотношений концентраций K, U, Sr, изотопов He, Ar Ne, Xe и других благородных газов в мантии, коровых базальтах и атмосфере. Фиксируемые противоречия снимаются в случае принятия представления о массопотоке из мантии в кору и обратно, происходящем с изменяющейся во времени интенсивностью. Принятое авторами временное изменение массопотока показано на рис. 10.

Оно согласуется с изменением количества актов тепломассопереноса в единицу времени, что можно считать еще одним подтверждением принятых параметров энергетического баланса тектоносферы.

*

К1Д

БЩ

(

t

\

ч • ••

Л л

ущ Г '.V1*« сп

V. Л-

/V • •• »

V.

Рис. 10. Изменение во времени массопотока

Рис. 11. Изменение площадей (D) распространения геосинклиналей разного возраста. Б0 — площадь альпид.

Полученное соответствие позволяет рассчитать величину массопотока, отвечающую одному из 23 событий активизации за последние 3,6 млрд лет. Он отвечает выносу из мантии вещества, эквивалентного слою мощностью 13—13,5 км. В АПГ непосредственно описан вынос 8,5 км при каждом активном событии. При этом не учитывается вынос на поверхность и в приповерхностную зону мантийных магм, в том числе и на этапах, когда указанный слой не формируется. Скорее всего, это незначительная добавка к массопотоку, в одноактных активизациях она может отсутствовать. Более перспективным в этом смысле представляется изменение мощности коры на несколько километров, образование коро-мантийной смеси, характерное для различных этапов разных эндогенных режимов. Здесь возможен коро-мантийный обмен, доводящий массопоток до нужных параметров.

Обсуждение результатов

Проведенный анализ демонстрирует возможность построения энергетически сбалансированной гипотезы глубинных процессов, не требующей иного источника энергии, кроме тепла радиоактивного распада. Однако ограниченность использованных данных оставляет за пределами рассмотрения многие важные особенности геологической истории, энергетическое согласование которых с АПГ пока не проведено.

Выполненные расчеты касаются современных платформ, на которых в фане-розое не было регионов с геосинклинальным эндогенным режимом. Отдельные «заливы» из геосинклинальных поясов (Донбасс, Вичита, Пальмира и др.) только подтверждают это правило. Можно предположить, что в мантии сохранившихся геосинклинальных поясов ТГ выше. Площади распространения этого самого «энергоемкого» типа эндогенного режима на континентах с докембрия сильно сократились (рис. 11), он сконцентрировался только в зонах с повышенной теплогенерацией.

Впрочем, существует точка зрения, наиболее полно выраженная Н.М. Страховым: «...наиболее подвижные участки раньше перешли в стадию жестких платформенных тел, менее подвижные — позже. Те площади, что мы назвали геосинклинальными зонами конца докембрия, палеозоя и т. д. (Средиземноморская, Тихоокеанская, Грампианская и др.), представляют ... остаточные менее

Рис. 12. Гистограммы распределения возрастов геосинклиналей фанерозоя: 1 — каледониды, 2 — герциниды, 3 — киммериды, 4 — альпиды

активные и потому медленнее развивавшиеся участки первичной геосинклинальной литосферы. В ходе докембрия... более подвижные участки первичной геосинклинальной литосферы раньше превратились. в жесткие платформенные глыбы; менее подвижные уцелели как геосинклинали до конца докембрия. оказались уже, наоборот, более подвижными и пластичными сравнительно со сформировавшимися платформами.» [27, с 152]

Она неприемлема, так как в основных геосинклинальных поясах (в частности, в Средиземноморско-Индонезийском) собран достаточный материал для прослеживания их историй по крайней мере до среднего протерозоя. В частности, на территории Европы альпийским и (реже) киммерийским геосинклиналям предшествовали со значительным территориальным перекрытием герцинские, некоторые из них предваряются (на меньшей территории, чем альпиды герци-нидами) каледонскими. Довольно широко распространены байкалиды, причем трудность их изучения связана с явным наложением разных фаз, но определенно «...в ассинтской эре, охватывающей период около 300 млн лет,... доказано, что... число фаз высшего порядка возросло до трех» [32, с. 193]. Сведения о самостоятельном проявлении геосинклиналей гренвильской и готской эпох имеются, но они характеризуют только часть территории, охваченной процессами соответствующего возраста. Гренвильские геосинклинали развивались в особый период геологической истории континентов. Сравнивая их с предшествующими, А.А. Богданов и В.Е. Хаин приходят к выводу, что «По своему относительному масштабу на первое место (среди соседних эпох — авт.) ... может бесспорно претендовать гренвильская — дальсландская — сатпурская — араваллийская — кибарская эпоха на рубеже 1000 млн. лет, проявившаяся практически на всех континентах и повлекшая за собой необратимую консолидацию ряда геосинклинальных систем» [3, с. 237]. «...гренвиллиды... обычно еще органически входят в цоколь древних платформ..., в отличие от байкалид, слагающих уже (за исключением интракратонных систем) их складчатое обрамление.» [3, с. 238]. Но и эти авторы выделяют огромные территории, характеризуемые ими как «...эпика-рельские платформы, частично переработанные готской, гренвильской, а местами и байкальской складчатостями» [3, с. 208].

Таким образом, вне докембрийской платформы Европы в фанерозое и ри-фее (примерно до 1,2 млрд лет назад) происходят геосинклинальные события, в то время как на платформе — только одноактные активизации и два этапа риф-тогенеза (рифейский и девонский), скорее всего, ограниченные двумя сближенными во времени актами тепломассопереноса каждый. Временная дистанция между геосинклиналями в фанерозое составляет 150 млн лет (рис. 12). В рифее — несколько меньше. Относительное изменение ТГ мантийных пород в фанерозое невелико, температуры в мантии перед началом каждого из циклов также суще-

Рис. 13. Платформы и фанерозойские геосинклинали Евразии [14]: 1 — древние платформы, 2 — срединные массивы, 3 — фанерозойские геосинклинали (а — альпиды, б — киммериды, в — палеозоиды), 4 — значения радиометрического возраста пород фундамента

ственно не различаются. Поэтому можно поставить такую задачу: как следует изменить теплогенерацию пород мантии, чтобы за 150 млн лет после предыдущего цикла восстановить стартовые условия для начала последующего. Необходимым оказывается увеличение ТГ на 0,016 мкВт/м3, т. е. на 35—40 %. Подобные вариации теплогенерации в коре (не в отдельных породах или слоях, а в коре в целом), устанавливаемые при объяснении разных величин ТП, встречаются. Для мантии их пока не удается установить экспериментально.

Докембрийские процессы (вплоть до раннеархейских), сопровождаемые магматизмом и метаморфизмом, часто отождествляемые с геосинклинальными, установлены в фундаментах всех складчатых поясов Евразии (рис. 13). Частоту активизаций можно рассмотреть на примере относительно небольшого Санги-ленского срединного массива раннекаледонской—позднебайкальской (салаирс-кой) геосинклинали (возраст складчатости — около 520 млн лет) (табл. 4).

Очевидно, что в докембрийской и раннепалеозойской истории массива встречаются периоды активизации, «не предусмотренные» для истории современных платформ, развивающихся в соответствии с нормальной теплогенера-цией в породах верхней мантии. Множество подобных примеров приведено, в частности, в работе [33] и др.

Если допустить (это кажется вполне возможным, хотя при нынешнем уровне знаний достоверно не доказуемым), что в каждой точке Земли в вертикальном столбе, включающем кору и верхнюю мантию, выделяется примерно одинаковое количество радиогенного тепла, то на повышение концентрации источников в верхней мантии может указывать соответствующее сокращение в коре. Естественно, предполагается, что мощность коры принципиально не изменяется. Кора геосинклиналей должна оказаться более основной и «высоко-скоростной». Повышенной скорости не следует ожидать в верхнем слое осадков, накопившихся во время

Рис. 14. Сравнение скоростных разрезов коры щитов и фанерозойских геосинклиналей: 1 — средний скоростной разрез Украинского, Балтийского, Канадского, Индийского, Алданского, Аравийского, Австралийского щитов [28 и др.]; 2 — средний скоростной разрез герцинид Донбасса, альпид Карпат, киммерид Крыма, Рено-Герцинской и Молданубс-кой зон герцинид Европы, каледонид Англии, герцинид Тянь-Шаня, Урала, альпид и киммерид Камчатки, Кордильер и Анд [10 и др.]; 3 — средний скоростной разрез коры геосинклиналей, исправленный с учетом высоких температур

первой части геосинклинального цикла за счет эрозии приповерхностных пород соседних блоков. Поэтому сравнение нужно вести для интервалов глубин, где скорости выше, чем в осадках и метапелитах. Действительно, оказывается, что на глубинах более 15—20 км скорости сейсмических волн в коре под многими геосинклиналями выше платформенных (рис. 14).

Замена средней коры платформы геосинклинальной позволяет увеличить теплогенерацию в верхней мантии на 0,012 мкВт/м3, что сравнимо с полученной выше величиной.

Согласно АПГ кора современных океанов — результат переработки базито-вого варианта континентальной коры [10 и др.]. Сама по себе исходная базито-вая кора (если принятая гипотеза реальна) подразумевает повышение ТГ верхней мантии примерно на 0,014 мкВт/м3. В результате океанизации большая часть базитовой коры (за исключением примерно 6 км) поступает в верхнюю мантию, увеличивая ее ТГ примерно на 0,02 мкВт/м3. Такая процедура делает возможной гораздо большую тектоно-магматическую активность, чем под современными платформами и даже геосинклиналями.

Создается впечатление, что существуют и регионы с промежуточной величиной ТГ между двумя последними вариантами. Это задуговые и средиземные бассейны, срединные массивы с резко утоненной, часто базифицированной корой. Имеется информация и о существовании таких не до конца переработанных коро-мантийных блоков во всех океанах [16, 54].

Таблица 4. Сравнение возрастов активизаций Сангиленского массива в млн лет

М Сан М Сан М Сан М Сан М Сан

2120 2100 1800 1800 1480 950 1000 600 630

2060 1750 1720 1350 900 590

2000 1970 1650 1250 1230 790 820 520

1850 1870 1570 1100 740 470

М — рассчетные по АПГ, Сан — экспериментально установлены [14]

Рис. 15. Содержания урана, тория и калия в породах мантии геосинклиналей и океанов

Проверкой гипотезы могла бы служить геологическая история океанических регионов, но она известна только на очень коротком отрезке времени.

Приведенные в табл. 5 данные относятся к Срединно-Атлантическому хребту (САХ), точнее — к его отрезку длиной около 6000 км. В разных частях САХ активные события могут происходить (из-за небольших флуктуаций ТГ) с некоторым смещением во времени, что сформирует впечатление превышения их количества над расчетным. Однако, выделенные в табл. 5 (жирным шрифтом) датировки получены на ограниченном фрагменте хребта длиной около 300 км. Их количество указывает на гораздо большее выделение энергии в тектоносфере (в том числе — в докембрии), чем использованное при расчете модели.

Интересно напрямую оценить теплогенерацию мантийных пород под геосинклинальными поясами Земли и океанами, хотя данных для этого в литературе мало.

Таблица 5. Сравнение возрастов активизаций САХ

М САХ М САХ М САХ М САХ М САХ

2650 2650 2200 1690 840 120

2600 2580 2150 1630 790 780 70

2550 2520 2120 2130 1570 600 650 40

2500 2490 2060 1480 1500 560 20

2400 2420 2000 2000 1350 1370 500 5 1—3

2350 1850 1860 1250 400 350

2280 1800 1800 1100 250

2240 1750 1740 950 990 200 160

М — рассчетные по АПГ, САХ — экспериментально установлены [14]

Согласно [13] разницы в концентрации урана в мантийных ксенолитах в региональном масштабе и под континентами и океанами мало различаются. Однако использованная выборка невелика, явно не дотягивает до необходимой при описании распределений, представленных, например, на рис. 3.

На рис. 15 приведены данные по концентрациям K2O, U и ^ в мантийных породах геосинклиналей [13, 41, 47, 50, 59, 61, 62 и др.] и океанов [13, 43, 50— 53, 55 и др.].

Средняя теплогенерация в верхней мантии геосинклиналей составит 0,059 мкВт/м3, океанов — 0,078 мкВт/м3. Конечно, информации о содержаниях радиоактивных элементов в рассматриваемых разновидностях мантии недостаточно (особенно это касается океанов) для уверенного определения средних значений. В случае океанов следует также отметить, что практически все ксенолиты (выносимые щелочными базальтами) получены на островах, что значительно ограничивает представительность использованной коллекции. И тем не менее, согласование полученных величин ТГ с прогнозными налицо.

Заключение

Проведенное исследование радиогенной теплогенерации в породах тектоносферы, потребностей активных процессов в энергии и вытекающих из этого тектонических следствий позволяет констатировать:

1. Соблюдение закона сохранения энергии в геологической истории (доказано на количественном уровне). Для этого достаточно радиогенного тепла, обеспечивающего теплоотдачу через поверхность Земли и тепломассоперенос при активизациях,

2. Существенные различия в энергетике трех основных секторов — платформенного, геосинклинального и океанического — с теплогенерацией пород верхней мантии около 0,04, 0,06 и 0,08 мкВт/м3 соответственно,

3. Примерное равенство общего количества радиогенного тепла, выделяющегося в тектоносфере под единицей площади регионов со всеми типами эндогенного режима (современная величина — около 41 ± 2 мВт/м2).

Полученные результаты для геосинклиналей и, особенно, для океанов имеют пока оценочный характер, здесь необходимы дополнительные исследования для уверенной диагностики ТГ и перехода к моделированию геологической истории. Легко предвидеть проблемы с контролем результатов такого моделирования экспериментальными данными.

Можно предположить, что наличие трех вариантов мантийных источников и типов коры связано с изначально существовавшими различиями в химизме пород тектоносферы. Различие в составе мантийных пород платформенных («кратонных») и океанических регионов зафиксировано еще в работе Ф. Бойда [37]. По его мнению, первые не могут быть сформированы никаким «скучивани-ем» океанической литосферы (отметим, что поэтому десятилетиями длящиеся поиски современного закрывающегося океана безуспешны). Внеплатформен-ные регионы континентов занимают промежуточное положение [37]. Полученные в данной статье результаты дополняют эти представления энергетической составляющей и могут послужить основой для построения количественных тек-тогенических гипотез.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Авдейко Г.П., Палуева А.А., Кувикас О.В. Адакиты в зонах субдукции Тихоокеанского кольца: обзор и анализ геодинамических условий образования. // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. — 2011. — № 1. — вып. 17. — С. 45—60.

2. Азбель И.Я., Толстихин И.Н. Ранняя эволюция Земли. Препринт. Апатиты: КФ АН СССР. 1988. — 42 с.

3. Богданов А., Хаин В. Вместо послесловия. Ассинтская (байкальская) эра тектогенеза и ее значение в истории Земли в свете новых данных // Штилле Г. Ассинтская тектоника в геологическом лике Земли. — М.: Мир. — 1968. — с. 207—250.

4. Глубинные ксенолиты и верхняя мантия. Ред Соболев В.С. Новосибирск: Наука. 1975. — 272 с.

5. Гордиенко В.В. Глубинные процессы в тектоносфере Земли. — Киев: ИГФ НАНУ. 1998. — 85 с.

6. Гордиенко В.В. Плотностные модели тектоносферы территории Украины — К.: 1нтелект. 1999. — 101 с.

7. Гордиенко В.В. Физические свойства пород глубоких впадин // Геофиз. журнал. 2000. — 2. — С. 19—26.

8. Гордиенко В.В. О докембрийских глубинных процессах в тектоносфере континентов. // Геофиз. журнал. 2009. — 5. — С. 85—102.

9. Гордиенко В.В. О глубинных процессах в тектоносфере Балтийского щита в раннем докембрии. // Геофиз. журнал. 2009. — 3. — С. 3—17.

10. Гордиенко В.В. Процессы в тектоносфере Земли. (Адвекционно-полиморфная гипотеза)., Saarbrücken: LAP, 2012. — 256 c.

11. Гордиенко В.В., Гордиенко И.В., Завгородняя О.В. Ковачикова С., Логвинов И.М., Тарасов В.Н., Усенко О.В. Украинский щит (геофизика, глубинные процессы). К.: Корвш пресс. 2005. — 210 с.

12. Грачев А.Ф. Гетерогенность вещественного состава континентальной лерцолитовой мантии по данным изучения ультраосновных ксенолитов в базальтах. Физика и внутреннее строение Земли. Москва: Наука, 1989. — С. 22—43.

13. Грачев А.Ф., Комаров А.Н. Новые данные о содержании урана в мантии континентов и океанов. // Физика Земли. 1994. — 1. C. 1—8.

14. Докембрий в фанерозойских складчатых поясах. Ред. К.О. Кратц, А.К. Запольнов. Ленинград: Наука, 1982. — 232 с.

15. Кашкаров Л.Л., Павленко А.С., Барышникова Г.В., Серенко В.П., Уханов А.В. Уран в ксенолитах мантии из кимберлитовых трубок северной Якутии Удачная и Обнаженная. // Геохимия. — 1988. — 1. — С. 100—114.

16. Когарко Л.Н., Асавин А.М. Региональные особенности щелочных первичных магм Атлантического океана. // Геохимия. 2007. — 9. — С. 915—932

17. Комаров А.Н., Житков А.С. Уран в ксенолитах ультраосновного состава из базальтов. // Изв. АН СССР. Сер. геологическая. 1973. — 10. — С. 79—85.

18. Литасов К.Д. Физико-химические условия плавления мантии земли в присутствии летучих компонентов (по экспериментальным данным): Автореф. дис. док.геол.-мин.наук. — Новосибирск, 2011. — 30 с.

19. Мальковец В.Г. Состав и строение мезозойской верхней мантии под Северо-Минусинской впадиной: по данным изучения мантийных ксенолитов из щелочнобазальтоидных трубок взрыва: Автореф. канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, ИН-т минералогии и петрографии, СО РАН. — 2001. — 20 с.

20. Петрофизика. Т. 1. / Ред. Н.Б. Дортман. — М.: Недра, 1992. — 391 с.

21. Ранняя история Земли. Ред. Б. Уиндли. М.: Мир, 1980. — 622 с.

22. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра— 1981. — 584 с.

23. СавкоА.Д., ШевыревЛ.Т.Новый взгляд на роль авлакогенеза на формирование тел алмазоносных магматитов. // Вестник Воронежского ГУ Общая геология. — 2002. — 1. — С. 7—18.

24. Соболев В.С., Соболев В.Н.Новые доказательства погружения на большие глубины эклоги-тизированных пород земной коры. // Докл. АН СССР, 1980. — т. 250. — №3. — С. 683—685.

25. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. М.: Наука. — 1990. — 446 с.

26. Справочник физических констант горных пород / Ред. С. Кларк. М.: Мир. 1969. —544 с.

27. СтраховН.М. Основы исторической геологии. — М. — Л.: Гос. изд-во геологической литературы, 1948. — 254 с.

28. Трипольский А.А., Шаров Н.В. Литосфере докембрийских щитов северного полушария Земли по сейсмическим данным. Петрозаводск: КНЦ РАН, 2004. — 159 с.

29. Уханов А.В., Рябчиков И.Д., Харькив А.Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. М.: Наука, 1988. — 288 с.

30. Цымбал С.Н. Состав верхней мантии под Украинским щитом (по данным изучения кимберлитов и их индикаторных минералов): Материалы конференции «Глубинное строение литосферы и нетрадиционное использование недр». Киев, 1996. — С. 177 —180.

31. Цымбал С.Н., Цымбал Ю.С. Состав верхней мантии и перспективы алмазоносности северозападной части Украинского щита. // Минерал. журнал. — 2003. — 5/6. — С. 70—87.

32. Штилле Г. Ассинтская тектоника в геологическом лике Земли. — М.: Мир, 1968. — 255 с.

33. Шульдинер В.И. Докембрийский фундамент Тихоокеанского пояса и обрамляющих платформ. М.. Наука. 1982. — 227 с.

34. Щукина Е.В. Минералого-геохимические особенности ксенолитов литосферной мантии кимберлитовой трубки им. Б. Гриба, Архангельская алмазоносная провинция: Автор. дис. канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2013. — 20 с.

35. Anderson D. Chemical composition of the mantle. J. G.R. v.88 Supplement. (1983) P.1341—1352.

36. Anderson D. Theory of the Earth. Boston: Blackwell Scientific Publications, 1989. — 211 p. http://resolver.caltech.edu/CaltechBOOK:1989.001

37. Boyd F. Compositional distinction between oceanic and cratonic lithosphere. Earth and Plan. Sc. Lett. 96 (1/2). — 1989. — P.16—26.

38. Carswell D., Rice S. The uranium content of garnet eherzolite xenolithes from kimberlites. // Mineralogical magazine. — 1990. — V.43 (339). — P. 689—691.

39. Cortini M. Uranium in mantle processes. // Uranium geochemistry, mineralogy, geology. 1984. — P. 4—12.

40. Dostal J., Dupuy C., Truscott M., Dautria J., Girod M. Uranium in peridotite inklusions from Hoggar (Southern Algeria) // Bull. Volcan. — V.47(3). — 1984. — P. 628— 635.

41. Downes H., Macdonald R., Cox K., Bodinier J., Masson P., James D., Hill P., Hearn C. Ultramafic Xenoliths from the Bearpaw Mountains, Montana, USA // Evidence for Multiple Metasomatic Events in the Lithospheric Mantle beneath the Wyoming Craton. // J. Petr. — V. 45 (8). — 2004. — P. 1631—1662.

42. Gao S., Rudnick R., Xud W., Yuan H., Liu Y., Walker R., Puchtel I., Liu X., Huang H., Wang X., Yang J. Recycling deep cratonic lithosphere and generation of intraplate magmatism in the North China Craton // Earth and Pl. Sc. Lett . — 2008. — v. 270. — 1—2. — P. 41—53.

43. Geokem. Geochemistry of igneous rocks. http://www. geokem.com/index.html

44. Green D., Falloon T. Primary magmas at mid-ocean ridges, «hotspots,» and other intraplate settings: Constraints on mantle potential temperature. Geological Society of America. // Special Paper, 2005. — 388. — P. 217—247.

45. Green D. Morgan J., Heier K. Thorium, uranium and potassium abundances in peridotite inclusions and their host basalts. // Earth Planet. Sci. Letters, — 4. — 1968. — P. 155—166.

46. Grifin W., Smith D., Ryan C., O'Reilly S., Win T. Trace element zoning in mantle minerals: metasomatism and thermal events in the upper mantle. // Canadian Mineralogist. 34. 1996. P.1179—1193.

47. Hirousui T., Nakamura E., Helmstaedt H. Petrology and Geochemistry of Eclogite Xenoliths from the Colorado Plateau: Implications for the Evolution of Subducted Oceanic Crust. // J. Petrol. — V. 47 (5). — P. 929—964. 2006 doi:10.1093/petrology/egi101

48. Jacob D. Nature and origin of eclogite xenoliths from kimberlites. Lithos., (77),2004. — P. 295—316.

49. Lovering J., Morgan J. Uranium and thorium abundances in possible upper mantle materials. // Nature. — V 197. — 1963. — P.73—81.

50. Metasomatism in Oceanic and Continental Lithospheric Mantle Edit. Coltorti M., Gr?goire M. Geological Society of London, 2008. 361 p.

51. Moine B., Grbgoire M., Cottin J., O'Reilly S. Phlogopite— and amphibole-bearing ultramafic xenoliths from Kerguelen archipelago (TAAF, Indian Ocean): Evidence of variable trace element sig-

nature of melt fraction percolating oceanic lithospheric mantle. // Miner. Magaz.. — V. 62A. — 1998. — P. 1001—1002.

52. Naughton J., Barnes L. Geochemical Studies of Hawaiian Rocks Related to the Study of the Upper Mantle. // Paciphic Science. V. XIX. — 1965. — P. 287—290.

53. Neumann E., Wulf-Pedersen E., Pearson N., Spenser E. Mantle Xenoliths from Tenerife (Canary Islands): Evidence for Reactions between Mantle Peridotites and Silicic Carbonatite Melts inducing Ca Metasomatism. // J. Petrol. — V. 43 (5) — 2002. — P. 825—857.

54. O'Reilly S., ZhangM., Grif?n W., Begg G., Hronsky J. Ultradeep continental roots and their oceanic remnants: A solution to the geochemical «mantle reservoir» problem? // Lithos. — 211S (2009). — P. 1043—1054.

55. Putirka K., Ryerson F., Perfit M., Ridley W. Mineralogy and Composition of the Oceanic Mantle. // J. Petr. — V. 52 (2). — 2011. — P. 279—313.

56. Schilling M. Conceic R., Mallmann G., Koester E., Kawashita K., Herver F., Morata D.,. Motoki A. Spinel-facies mantle xenoliths from Cerro Redondo, Argentine Patagonia: Petrographic, geochemical, and isotopic evidence of interaction between xenoliths and host basalt. // Lithos. 82. 2005. — P. 485—502.

57. Sobolev A.V., Hofmann A.W., Sobolev S.V., Nikogosian I.K. An olivine-free mantle source of Hawaiian shield basalts. — Nature. (434), 2005. — P. 590—597.

58. Sobolev S., Zeyen H., Stoll G., Werling, F., Altherr R., Fuchs K. Upper mantle temperatures from teleseis-mic tomography of French Massif Central // Earth Planet. Sci. Lett. — 1996. — 139. — P. 147—163.

59. Su B., Zhang H., Ying J., Tang Y., Hu Y., Santosh M.Metasomatized Lithospheric Mantle beneath the Western Qinling, Central China: Insight into Carbonatite Melts in the Mantle. // Journal of Geology. — Vol. 120 (6). — 2012. — P. 671—681.

60. Xu Y., Menties M., Vroon P., Mercier J., Lin C. Texture-temperature-geoghemistry relationships in the upper mantle as revealed from spinel peridotite xenolithes from Wangqing, NE China. // J. of Petrology. — V.39(3). — 2000. — P. 469—493.

61. Wang J., Hattori K., Kilian R., Stern C. Metasomatism of subarc mantle peridotites below southernmost South America: reduction of fO2 by slab-melt. // Contrib Mineral Petrol . DOI 10.1007/s00410-006-0166-4

62. Wirth K., Grandy J., Kelley K., Sadofsky S. Evolution of crust and mantle beneath the Bering Sea region: Evidence from xenoliths and late Cenozoic basalts. // Geol. Soc. Amer.. Special Paper 360. — 2002. — P. 167—193.

Статья поступила 02.06.2014

В.В. Гордieнко

ЕНЕРГЕТИКА ГЛИБИННИХ ПРОЦЕС1В НА КОНТИНЕНТАХ I ОКЕАНАХ

Розглянуто концентраций K, U i Th у породах земно! кори й верхньо! мант!! платформ, гео-синклшалей та океашв. Для них розраховано величини радюгенно! тепло- генерац!! пор!д верхньо! мант!!: бшя 0,04, 0,06 и 0,08 мкВт/м3 вщповщно. Для платформ встановлено вщповщнють теплогенерац!! геолопчнш ютори, тепловому потоку та глибинним температурам. Доведено виконання закону збереження енерг!! у геолопчних процесах.

Ключовi слова: верхня мантiя, радюгенна теплогенеращя, глибинш процеси. V.V. Gordienko

ENERGETICS OF DEEP PROCESSES ON THE CONTINENTS AND OCEANS

Concentration of K, U and Th is investigated in the rocks of earth's crust and upper mantle of platforms, geosynclines and oceans. Values of upper mantle rocks' radiogenic heat generation in these regions is estimated to be about 0.04, 0.06 and 0.08 |W/m3 respectively. Agreement of heat generation with geological history, heat flow and deep temperatures is set for platforms. Implementation of energy conservation law in geological processes is proved.

Key words: upper mantle, radiogenic heat generation, deep processes.