Автор: Ронов А.Б. Ярошевский А.А. Мигдисов А.А.
Теги: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геология химическая промышленность гидрогеология химические производства
ISBN: 5-02-002693-Х
Год: 1990
Текст
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ОРДЕНА ЛЕНИНА И ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ
ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ И АНАЛИТИЧЕСКОЙ ХИМИИ
им. В.И. ВЕРНАДСКОГО
А.Б.Ронов ААЯрошевский АА.Мигдисов
Химическое
строение
земной коры
и геохимический баланс
главных элементов
Ответственный редактор
доктор геолого-минералогических наук Э.М. ГАЛИМОВ
8
МОСКВА ’’НАУКА” 1990
УДК 550.89
Химическое' строение земной коры и геохимический баланс
главных элементов / А.Б. Ронов, А.А. Ярошевский, А.А. Мигди-
сов — М.: Наука, 1990. — 182 с. — ISBN 5-02-002693-Х
Разработана современная модель химического строения и геохимического
баланса вещества земной коры. Приводятся данные о химическом составе
главных типов магматических, метаморфических и осадочных пород. Обосно-
вываются современные оценки среднего химического состава континентальной
и океанической коры и ее оболочек (осадочной, гранитно-метаморфической,
гранулит-базитовой и базальтовой). Обсуждаются вопросы геохимического ба-
ланса распределения химических элементов в геохимическом круговороте и про-
цессе формирования континентальной коры. Рассматриваются тенденции эволюции
ее химического состава.
Для геохимиков, геологов.
Ил. 241. Табл. 54. Библиогр.: 241 назв.
Рецензенты: А.А. Кадик, Д.В. Гричук
Редактор Т.А. Касаткина
Chemical structure of the Earth’s crust and major element geochamical
balance // A.B. Ronov, A.A. Yaroshevsky, A.A. Migdisow. — M.: Nauka,
1990. — 182 c. — ISBN 5-02-002693-X
Recent model of chemical constitution and geochemical balance of the Earth’s
crust matter was developed. Data of the chemical composition of major types of
magmatic, metamorphic and sedimentary rocks are presented. Recent estimation
of the average chemical composition of the continental and oceanic crust and its
layers (sedimentary, granite-metamorphic, granulite-basic and basaltic) are substantiated.
Problems of geochemical balance of chemical element distribution in geochemical cycle
and in processes of continental crust formation are discussed. The main tendencies of evolution
of its chemical composition are considered.
The book is Intended for geochemists, geologists.
p 1804020000-407 .
P ________________ 369—90. I полугодие
042(02)-90
ISBN 5-02-002693-X
© Издательство ’’Наука”, 1990
ВВЕДЕНИЕ
Количественная характеристика химического состава вещества
земной коры остается фундаментальной проблемой геохимии, к
решению которой мы лишь постепенно приближаемся по мере на-
копления фактического материала, появления новых данных,
разработки специальных методов исследования. Таким методом,
который позволил после многих лет систематической работы
построить количественную модель химического строения зем-
ной коры, явился объемный метод измерения распространен-
ности пород, предложенный и разработанный одним из авто-
ров этой книги в 40-е годы [70]. Глобальное обобщение мате-
риалов по строению осадочной оболочки, изучение распростра-
ненности и химического состава пород кристаллического основа-
ния континентальной коры, интенсивное накопление данных по
строению ложа Мирового океана и подстилающих его пород со-
здало, наконец, основание для пересмотра классических оценок
химического состава земной коры Кларка-Вернадского—Гольд-
шмидта—Виноградова и создания эмпирической модели ее хими-
ческого строения. В отличие от классических геохимических
моделей в основе этого подхода лежат данные об абсолютных
массах и объемах главнейших типов осадочных, метаморфиче-
ских и магматических пород, дополненные огромным, исчисляе-
мым многими десятками тысяч, массивом химических их анализов.
Такой материал позволил поставить и предложить первые ре-
шения двух проблем — разработки схемы современного строения
земной коры и выявления основных тенденций геохимической
эволюции земной коры в ходе ее геологической истории. В книге
мы попытались подвести определенный итог нашей работе в этом
направлении. Она опирается на многочисленные предшествую-
щие публикации авторов, но не является просто сводкой ранее
опубликованных результатов. В книгу внесен обширный вновь
полученный материал. Он прежде всего касается данных по объ-
емам и химическому составу осадочных и вулканических пород
осадочной оболочки, включает новые данные по осадочной
оболочке океанов, пересмотренные оценки химического состава
щитов, предложен новый подход к расчету химического состава
континентальной коры в целом и ее гранулит-базитовой оболочки.
Поэтому ряд геохимических параметров земной коры нашей новой
модели отличается от прежней [97], что привело к пересмот-
ру некоторых аспектов геохимического баланса вещества конти-
нентальной коры. Новым, опубликованным в отдельной статье
з
лишь в 1988 г. [78] является и материал, характеризующий
глобальные тенденции геохимической эволюции континенталь-
ной коры и осадочной оболочки.
К сожалению, обстоятельства сложились так, что нам не уда-
лось полностью реализовать свои планы. Мы и в этой книге при
разработке модели химического строения земной коры исключи-
ли из рассмотрения материал по редким и рассеянным элементам
и изотопам, обработка которого требовала большего коллекти-
ва и бблыпего времени. Эта задача остается в наших планах.
Мы были вынуждены опираться и здесь на старые данные, на ко-
торых была основана наша модель 1976 г. [97], в части общей
геологической и геофизической характеристики коры, прекрасно
понимая, что бурное развитие геологии за прошедшие 10—15 лет
требует их пересмотра. Но пока в литературе отсутствует но-
вый, необходимый для нашей работы количественный гло-
бальный синтез геотектонических и геофизических данных, ко-
торый позволил бы пересмотреть результаты измерений объемов
и расчета масс коры и ее оболочек, полученные в свое время
по картам Р.М. Деменицкой [33] и Н.А. Беляевского [6].
Мы отдаем себе отчет в том, что наша модель будет пред-
метом определенной критики и дальнейшего пересмотра, но на
сегодня она остается геохимически наиболее разработанной, и мы
надеемся, что публикация этих результатов в их современном со-
стоянии окажется полезной и в значительной степени отражающей
сегодняшний уровень знаний в области количественной геохимии
земной коры.
Мы благодарим коллег, с которыми проводилось обобщение
колоссального материала по геологии и геохимии осадочной
оболочки и земной коры. Это в первую очередь В.Е. Хайн,
А.Н. Балуховский, Н.В. Бреданова, а также Г.А. Казаков, Ю.П. Ги-
рин, Т.И. Цехоня и многие другие. Авторы признательны также
В.И. Борисенкову (кафедра геохимии МГУ) за предоставленную
возможность использовать банк данных по химическому составу
солей.
К.Б. СЕСЛАВИНСКИЙ
Глава 1
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
И ФОРМИРОВАНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
В соответствии с современными представлениями под земной
корой понимается твердая верхняя оболочка Земли, ограничен-
ная сверху дневной поверхностью суши и дном Мирового океана,
а снизу геофизической границей первого порядка (разделом Мо-
хоровичича). Она представляет верхнюю часть глобальной текто-
нической структуры — литосферы (литосферных плит), нижняя
часть которой, вплоть до поверхности астеносферы, включается
в состав верхней мантии.
Такое определение границ земной коры несколько отличается
от использовавшегося в классических геохимических работах
В.И. Вернадского, Ф. Кларка, В. Гольдшмидта, А.П. Виноградова
и некоторых других исследователей. Эти различия не ведут ни к
каким недоразумениям. Они связаны с естественным развитием
наших знаний о строении Земли, но требуют пояснения, чтобы
не рождать ненужных двусмысленностей. В геохимии широко
вошло в обиход понимание термина ’’земная кора” как относяще-
гося к верхним 16 км (10 милям) разреза континентов. В таком
смысле пользовался этим понятием Ф. Кларк, справедливо пола-
гавший, что доступный для геологического исследования мате-
риал земной коры относится конкретно к этой части наружной
оболочки Земли. Такое понимание земной коры удобно, посколь-
ку оно исключает из рассмотрения неизвестное вещество глубин-
ных зон этой оболочки, представления о котором остаются гипо-
тетическими и до настоящего времени. В таком же смысле этот
термин всегда использовал В.И. Вернадский [15—18], дополни-
тельно включая, как и Ф. Кларк, в состав ’’земной коры” гидро-
сферу и атмосферу.
Традиция настоящего времени не включает гидросферу и атмо-
сферу в состав коры, но действительно реальная геохимическая
связь этих трех оболочек очевидна. Для того чтобы не потерять
этого единства, К.П. Флоренский [108] предлагал заменить
термин ’’земная кора” в смысле Кларка—Вернадского новым поня-
тием, которое объединило бы земную кору в современном пони-
мании этого слова, гидросферу и атмосферу.
Необходимо иметь в виду и еще некоторые терминологические
различия. В старых работах понятия ’’земная кора” и ’’литосфера”
нередко использовались как синонимы; сегодня мы вкладываем в
5
них различный смысл. Кроме того, надо помнить, что до начала
60-х годов кора океанов оставалась не изученной, и фактически
’’земная кора” старых авторов соответствует нашему понятию
’’континентальная земная кора”; более того, ’’земная кора” Клар-
ка—Вернадского конкретно отвечает, пользуясь современной тер-
минологией, только ее верхней части, ’’гранитному” (гранитно-
метаморфическому) слою. Практически к этому объекту относят-
ся и цифры распространенности химических элементов в ’’земной
коре” А.П. Виноградова.
Весь комплекс современных геологических, геофизических,
петрологических и геохимических данных свидетельствует о гете-
рогенности земной коры. Очевидно принципиальное различие в
геологическом строении, составе вещества и истории земной коры
континентов и океанов. Но и строение этих двух крупнейших гло-
бальных структур является (в особенности коры континентов) в
высшей степени сложным.
В строении континентов прежде всего выделяют крупные устой-
чивые платформы с дорифейским складчатым основанием и про-
тяженные, цементирующие их в современные континентальные
плиты складчатые пояса неогея. Земная кора в пределах этих
структур существенно различается по распространенности глав-
нейших слагающих ее типов пород. Основная масса земной коры
континентальных плит с дорифейским складчатым основанием
сложена кристаллическими (метаморфическими и интрузивными
магматическими) горными породами, тогда как слабо метаморфи-
зованный чехол осадочных пород покрывает лишь относительно
тонкой пленкой большую часть их поверхности. В строении
земной коры складчатых поясов выходы пород кристаллическо-
го основания не так широко распространены на поверхности,
а подавляющая часть объема верхней части коры сложена
мощными толщами в разной степени измененных в эпигенетиче-
ских и метаморфических процессах вулканогенных и осадоч-
ных пород. Это предполагает разный их общий химический
состав и требует раздельной характеристики.
Геофизические данные указывают на закономерное изменение
физических свойств вещества континентальной коры с глубиной.
Обычно это интерпретируется как свидетельство соответствую-
щего изменения химического состава в вертикальном разрезе
коры. Однозначных свидетельств этому пока нет, но в современ-
ной геологии в качестве наиболее вероятной схемы строения
континентальной коры принимается гипотеза о ее вертикальной
химической зональности. Этой гипотезе следуем и мы в нашей
модели (основные аргументы в пользу такой схемы специально
рассмотрены в главе 3). Важно, что вертикальная геофизическая
расслоенность континентальной коры наиболее четко проявлена
в пределах древних платформ, тогда как кора более молодых
складчатых зон неогея скорее имеет блоковое строение, лишь со
статистическим проявлением систематического изменения физи-
ческих свойств с глубиной (см., например, [46]). Для нашей обоб-
6
щенной модели химического строения континентальной коры мы
приняли двухслойную схему разреза кристаллического основа-
ния, отождествив верхнюю ее часть с ’’гранитной” (гранитно-мета-
морфической) оболочкой, вещество которой обнажается на поверх-
ности щитов, и нижнюю — с ’’базальтовой” (гранулит-базитовой),
составы которых мы рассматриваем отдельно. Для оценки соот-
ношений объемов этих двух оболочек мы использовали положение
геофизической границы Конрада; несомненно, это является сегодня
определенной условностью (см., например, 19]), однако избежать ее
пока нет возможности. Можно обратить внимание, например, что,
опираясь на данные о тепловом потоке и известные закономерности
распределения радиоактивных элементов в веществе земной коры.
С. Тэйлор и С. Мак-Леннан [228] приписали верхней части четверть
объема всей континентальной коры, тогда как в нашей модели эта
цифра приближается к 45%.
Сегодня несомненна и геологическая неоднородность океаниче-
ской коры. В ее современном строении по геолого-морфологи-
ческим и геофизическим данным выделяются талассократоны и
древние впадины, вулканические и глыбовые хребты, сводовые
поднятия, глубокие молодые впадины, области коры с редуциро-
ванным гранитно-метаморфическим слоем. Однако современные дан-
ные не позволяют конкретизировать возможное разнообразие ве-
щества, слагающего кору этих структур, и мы вынуждены опирать-
ся на единую, обобщенную, исключающую возможные вещественные
неоднородности схему строения кристаллической части коры океа-
нов.
Несомненно, сложное строение, в котором могут переплетать-
ся блоки континентальной и океанической коры, а, возможно, и
участки со специфическим строением, имеет кора переходных зон
от континентов к океану, включающую современные островные ду-
ги. Конкретизировать эти особенности и построить адекватную
картину строения этой переходной коры сегодня невозможно. По-
этому мы просто приписываем ей тип строения, в целом аналогич-
ный континентальной, с принципиальным для нее компонентом —
гранитно-метаморфическим слоем, но долю вещества этого слоя
произвольно уменьшаем, предполагая, что он постепенно и пол-
ностью выклинивается в сторону океана.
Современное строение земной коры интегрирует всю ее геоло-
гическую историю, и не только для понимания происхождения и
истории ее вещества, но даже для разработки внутренне согласо-
ванной модели этого строения приходится привлекать определен-
ные представления и гипотезы. Это прежде всего касается проб-
лемы глубинного строения континентальной (а также в опреде-
ленной степени и океанической) коры. Недоступность глубинного
вещества для прямого исследования и адекватного опробования,
неоднозначность интерпретации, в смысле химического состава,
геофизических данных, заставляет искать другие, косвенные под-
ходы. Мы считаем возможным для решения этой проблемы опираться
на обоснованную классическими геохимическими данными гипотезу
7
о формировании земной коры в процессе выплавления ее вещества
из материала верхней мантии, обоснованную А.П. Виноградовым [20].
Эта гипотеза, опирающаяся на глобальные закономерности распределе-
ния химических элементов, пришла на смену старых представлений,
которые были сформулированы еще В. Гольдшмидтом [162] и
трактовали вещество земной коры как продукт глобальной магма-
тической дифференциации глубинного планетного вещества. Совре-
менные данные позволяют конкретизировать эту гипотезу и свя-
зать формирование континентальной и океанической коры с двумя
геологически различными типами мантийного магматизма — геосин-
клинальным и орогенным (островодужным) вулканизмом, с одной сто-
роны, и вулканизмом рифтовых зон срединно-океанических хребтов —
с другой.
Не менее гипотетичными остаются представления о геологиче-
ской истории континентальной (да и океанической, конечно) зем-
ной коры. Здесь для нашей работы необходимо было сформулировать
позицию по двум главным проблемам. Первая — природа вертикаль-
ной вещественной зональности континентальной коры. Эта зональ-
ность может быть стратиграфической, отражающей последовательное
накопление более молодого вещества вверх по разрезу коры. С дру-
гой стороны, зональность может быть следствием собственно ко-
ровых процессов — метаморфизма древних вулканогенно-осадочных
толщ и развития процессов ультраметаморфизма и гранитообразова-
ния, сопровождавшихся вертикальным перераспределением огромных
масс корового вещества. Опираясь на эти взгляды, достаточно ши-
роко распространенные среди геологов, мы рассматриваем вещест-
во гранулит-базитовой оболочки континентальной коры как результат
глубокой переработки продуктов дифференциации мантии и предпола-
гаем, что оно потеряло ”гранитоидную фракцию” уже в ходе геологи-
ческой истории коры в эндогенной ветви геохимического круговорота.
Представляется очевидным, что эти мощные глубинные коровые
процессы развивались в определенных геотектонических условиях,
а именно в пределах коры подвижных (геосинклинальных) поясов.
Их строение и закономерности геологической истории в неогее яв-
ляются хорошо изученными, но, конечно, достаточно дискуссион-
ным является распространение этих закономерностей на огромный
интервал времени раннего докембрия. Геотектонические схемы эво-
люции земной коры в докембрии остаются гипотетическими (см.,
например, обсуждение этих проблем в книге В.Е. Хайна и Н.А. Бож-
ко [111]), однако, как-будто, есть все основания, во-первых, ви-
деть определенное сходство, хотя и с оговорками, подвижных
поясов докембрия и более молодых их аналогов, а, во-вторых,
считать, что закономерностью геологической истории земной коры
является постепенное, направленное во времени сокращение площа-
дей подвижных зон за счет кратонизации коры и формирования ста-
бильных платформ, вещество которых лишь в ограниченной степени
вовлекалось в повторные процессы активизации. По крайней мере
в качестве второго постулата мы приняли эту гипотезу, что по-
зволило провести сопоставление геохимических параметров вулкано-
8
генно-осадочных метаморфизованных пород древних подвижных поя-
сов с соответсвующими породами неогея.
Очень трудным представляется в настоящее время вопрос о
взаимодействии вещества континентальных плит и океанической ко-
ры. Пожалуй, это самая острая современная проблема, от геолого-
ческого решения которой зависит вся схема геохимического ба-
ланса вещества земной коры. Учитывая полную неопределенность
современных представлений о возможных масштабах, механизмах и
геохимических закономерностях гипотетических процессов поглоще-
ния в зонах субдукции вещества земной коры, прежде всего древ-
них океанических осадков, мы оставили этот вопрос открытым. При
разработке схемы наблюдаемого строения земной коры (ее совре-
менной ’’фотографии”) эта сторона дела не имеет значения. Пред-
ложенные ниже схемы геохимического баланса и геохимической эво-
люции континентальной коры рассмотрены независимо от неизвест-
ной нам пока древней истории океанов.
Глава 2
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ -
ПУТИ И МЕТОДЫ ОЦЕНКИ
ДВА ПОДХОДА К ОЦЕНКЕ РАСПРОСТРАНЕННОСТИ
ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Задача оценки среднего химического состава земной коры и
распространенности редких и рассеянных элементов — классиче-
ская задача геохимии. По сути дела, становление геохимии как
науки об истории химических элементов в природе стало возмож-
ным на основе опыта составления таблиц среднего содержания хи-
мических элементов в земной коре и выяснения основных законо-
мерностей их количественных соотношений. Как отмечал В.И. Вер-
надский [18], первые такие попытки были предприняты в начале
XIX в. английским минералогом У. Филлипсом. Некоторые законо-
мерности количественных соотношений элементов в природе были
известны уже Д.И. Менделееву. Первые достаточно полные сводки
геохимических данных были составлены в конце прошлого века
Ф. Кларком [140] в Америке и И. Фогтом [231] в Норвегии.
Однако решение этой задачи упиралось в существенные трудности
методического порядка, связанные с большим разнообразием химиче-
ского состава вещества земной коры и очевидной региональной неод-
нородностью. Поэтому, помимо накопления первичных аналитических
данных, необходимо было выбрать и обосновать методические пути,
которые привели бы к достоверной и адекватной оценке среднего
содержания химических элементов в веществе земной коры. Здесь
с самого начала наметились два методических подхода, взаимно конт-
ролировавших друг друга, которые вели в конце концов к двум в значи-
тельной степени независимым решениям этой задачи.
9
Первый путь, по которому пошел Ф. Кларк и его последователи,
опирался на определенные идеи о формировании и дальнейшей исто-
рии земной коры. Главная идея заключалась в том, что в качестве
первичного для земной коры рассматривалось вещество магматичес-
ких пород; породы осадочные и метаморфические в этом смысле счи-
тались вторичными, производными. Эта идея, казалось, подкрепля-
лась геологическими наблюдениями о широчайшей распространенно-
сти интрузивных магматических пород в кристаллической части зем-
ной коры. Она позволила упростить проблему и свести задачу рас-
чета среднего содержания химических элементов в земной коре к
задаче оценки среднего состава магматических пород.
Однако и в такой постановке проблема оставалась трудно ре-
шаемой, поскольку магматическое вещество земной коры само по
себе представлено широким разнообразием пород по химическому
составу и необходимо было найти корректный метод усреднения
геохимических данных. Кларк предложил положить в основу оценки
просто расчет средних значений содержаний элементов из всего
массива аналитических данных, полагая, что число исследованных
проб, поступающих в геологическую службу, пропорционально кар-
тируемым площадям соответствующих разновидностей горных пород.
Как известно, опираясь на полученные им в лаборатории Геологи-
ческой службы США тысячи анализов, он и рассчитал средний хи-
мический состав магматического вещества земной коры; последние
полученные им совместно с Г. Вашингтоном в 1924 г. цифры [141]
стали классическими в геохимии.
В дальнейшем был сделан следующий шаг в этом направлении.
Используя статистику химических анализов, вошедших в сводку
Ф. Кларка и Г. Вашингтона, в 1922 г. У. Ричардсон и Дж. Снисби[206]
получили знаменитую кривую частоты распределения содержаний
кремнезема в магматических породах и продемонстрировали резкое
преобладание двух главных групп пород — основных (базаль-
тов) и кислых (гранитоидов). Это наблюдение великолепно кор-
релировало с геологическими данными и позволило в дальней-
шем еще более упростить задачу и свести работу к получению
максимально достоверной оценки распространенности химических
элементов в этих двух типах пород и в качестве меры среднего
состава всего магматического вещества использовать их смесь
в некоторой пропорции.
Отсутствие достоверной информации о реальных соотношениях
масс основных и кислых магматических пород в строении земной
коры требовало разработки косвенных методов ее оценки. Исполь-
зованный геохимиками метод основан на идее геохимического ба-
ланса, согласно которой среднее содержание химических элемен-
тов в осадочных породах должно быть равным их среднему содер-
жанию в ’’первичном” магматическом веществе. Принципиальный шаг
в обосновании этой идеи был сделан В. Гольдшмидтом [163], ко-
торый, выполнив специальные исследования, конкретно показал,
что действительно средний состав наименее затронутых вывет-
_ риванием ледниковых глин Скандинавии, которые можно было бы
ю
рассматривать как естественную ’’среднюю пробу” пород разрушаю-
щейся Поверхности кристаллической коры, за исключением натрия
и кальция, практически повторяет Цифры среднего состава магмати-
ческих пород, полученные Ф. Кларком и Т. Вашингтоном.
Такой подход широко использовался в геохимйи, и по мере накоп-
ления материала, дополняющего и уточняющего классические оценки
Ф. Кларка, В.И. Вернадского, В. Гольдшмидта, появлялись все более
современные сводки. Последними, наиболее популярными до настояще-
го времени, остаются сйоДКи, составленные в 60-х годах А.П. Вино-
градовым [21] и С. Тэйлором [224].
Однако такой подход всегда оставлял чувство неудовлетворен-
ности; особенно вызывал критику метод простого усреднения дан-
ных по магматическим породам без учета реальной распростра-
ненности различных Их типов. Кроме того, требовалось проверить
идею геохимического баланса, Для чего необходимо было получить
независимые данные о среднем химическом составе осадочных и ме-
таморфических пород земной коры.
Первые попытки оценить реальные площадные соотношения раз-
личных типов магматических пород (на примере двух регионов —
Аппалачей и Кордильер Северной Америки) предпринял Р. Дэли [143,
144], затем более полные данные, характеризующие все типы тек-
тонических структур территории СССР, были получены С.П. Со-
ловьевым [101, 102]. Используя результаты Р. Дэли, а также полу-
ченные в разные годы дополнительные данные для Скандинавии и
территории СССР, А. Нопф[181], Дж. Седерхольм[213], Дж. Фогт[232],
С.П. Соловьев [102] предложили новые оценки среднего химического
состава изверженных пород, которые отличались от цифр Кларка—Ва-
шингтона. В дальнейшем, опираясь на приблизительные оценки
объемов различных типов пород и гипотетические представления о
составе глубинных зон континентальной коры, А. Полдерваарт в
1955 г. [203] разработал свою модель химического состава земной
коры, которая заметно отличалась от модели Кларка—Гольдшмидта.
Но конкретных данных для такого решения проблемы было недоста-
точно.
Принципиальным шагом в этом направлении явилась разработка
А. Б. Роновым [70] объемного метода измерения распространенности
пород осадочной оболочки. Используя этот метод и опираясь на
глобальное обобщение данных о распределении масс различных ли-
тологических формаций осадочной оболочки в зависимости от воз-
раста, полученных совместно с коллегами в течение последних 30 лет,
А.Б. Ронов смог построить полную количественную модель строения
осадочной оболочки Земли [75]. Дополненные результатами измерений
площадей выходов различных пород на поверхности щитов и фундамен-
тов древних платформ, выполненным А. Б. Роновым совместно с
А.А. Мигдисовым [81], эти данные позволили, наконец, разработать
эмпирическую модель строения земной коры. Такая модель впервые бы-
ла опубликована А.Б. Роновым и А. А. Ярошевским в 1967 г. [96] и затем
пересмотрена ими в 1976 г. [97].
Самым важным итогом этих работ с точки зрения метода реше-
11
ния задачи оценки среднего химического состава земной коры
явилось выявление удивительного расхождения между средними хи-
мическими составами осадочных, магматических и метаморфических
пород, т.е. доказательство отсутствия геохимического баланса.
С другой стороны, полученные в этих работах оценки распро-
страненности главных химических элементов в верхней части кон-
тинентальной коры, ее гранитно-метаморфической оболочке ока-
зались весьма близкими к классическим данным о составе ’’земной
коры”Ф. Кларка, В. Гольдшмидта, А.П. Виноградова, что несомненно
свидетельствует о согласованности в целом результатов, получен-
ных разными методами, и достаточной их достоверности.
В этой книге мы пошли по этому же пути, поставив задачу
пересмотра прежних моделей химического строения земной коры,
учитывая значительное пополнение и уточнение информации как о
распространенности различных пород, так и об их химических со-
ставах за прошедшие годы.
ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ МЕТОДЫ ОЦЕНКИ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
И ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕМОВ И МАСС ЗЕМНОЙ КОРЫ
И ЕЕ ОБОЛОЧЕК
В соответствии с существующими представлениями о тектони-
ческой структуре Земли в границах материкового блока мы отдельно
рассматриваем древние платформы, в том числе докембрийские щиты
и плиты с дорифейским складчатым основанием, и складчатые (гео-
синклинальные) зоны неогея с подразделением их на области рифей-
ско-палеозойской и мезокайнозойской складчатости (рис. 1, табл, 1),
Океаны подразделены на области с корой материкового типа (суб-
континентальной) и области с корой океанического типа. В пре-
делах первых различаются платформенные и геосинклинальные зоны
разного возраста, а в пределах вторых — древние и молодые впа-
дины, срединные и глыбовые океанические хребты и сводовые подня-
тия (см. рис. 1). Границы рассмотренных областей с достаточным
приближением обоснованы на материках и некоторой гипотетич-
ности в океанах.
Объемы земной коры каждого рассматриваемого блока иди зоны
измерены по материалам схематической карты толщины земной коры
до поверхности Мохоровичича, построенной Р.М. Деменицкой в 1961 г,
и оставшейся без изменений в более поздних изданиях ее книги [33] и
тектонической карты мира, составленной Д.А. Туголесовым и Г.Б. Удин-
цевым под редакцией М.В. Муратова и А.Л. Яншина [107]. Некоторые
уточнения внесены лишь в оценки площади древних щитов и плит, по-
лученные путем измерений по более крупномасштабным тектониче-
ским картам отдельных материков и стран [67, 180, 229], Изолинии рав-
ных мощностей коры и контуры выделенных тектонических зон совме-
щены на одной карте полушарий, выполненной в масштабе 1:50000000
в равновеликой азимутальной проекции. Измерения площадей произве-
дены методом взвешивания с точностью ±5% относительно общей пло-
щади материков и общей площади океанов, известных по геодезиче-
ским данным. Подсчет объемов коры отдельных блоков и зон произве-
12
о
10 -
20
30
00
Океаническая
кора
29 Т
на
361
U 16 99
990
885
810
1554
965
суЬюи ’
шонен
талб
Пая
кора
69
59
65'
30.
Площадь, млн им2
puveu- паи ты,щиты
ские и
аосле-
риФед- основанием
с дари<реиеким
екиадчатым
ские
геосин-
клинали
Рис. 1. Схема строения земной коры и деление ее на оболочки
1 — осадочная оболочка; 2 — "гранитная” (гранитно-метаморфическая) оболочка;
3 — "базальтовая” (для континентального блока — гранулит-базитовая) оболочка; цифры
внутри колонок указывают объемы оболочек, млн км3
ден на основе применения объемного метода [70]. Точность объемных
измерений несколько меньшая, чем площадных, в связи с приближен-
ностью метода построения карты Р.М. Деменицкой [30], основанного
на корреляции между рельефом, аномалиями Буге и толщиной земной
коры и не учитывающего некоторых возможных местных отклонений
структуры коры от принятой усредненной схемы. Но во всяком случае
погрешности, допущенные при измерении объемов по карте, значитель-
но меньше, чем при грубых прикидках, исходящих из средней мощ-
ности коры для всего континентального блока или океанов.
В табл. 2 приведены данные по объемам гранитно-метаморфи-
ческого и гранулит-базитового слоев коры в пределах важнейших
структурных зон Земли. Для их подсчета использованы данные по
общим объемам коры (см. табл. I), объемам осадков и отношение
объемов гранитно-метаморфического и гранулит-базитового слоев
в соответствующих тектонических зонах. Отношения вычислены по
результатам измерений объемов этих слоев коры в пределах СССР
по оригиналам карт их мощностей, составленных Н.А. Беляевским [6]
в масштабе 1:25000000. Границы между тектоническими зонами заим-
ствованы из тектонической карты СССР в масштабе 1:10000000,
составленной под руководством А.А. Богданова [10]. Кроме того, при
подсчетах использованы данные по соотношениям объемов гранулит-
базитового и гранитно-метаморфического слоев континентальной ко-
ры для других территорий: США, Альпы, Япония, Анды (см. [97]).
Опубликованные нами в 1976 г. данные по объемам осадочных и
вулканических пород платформенных и геосинклинальных зон осадоч-
13
Таблица 1
Площадь, объем, мощность и масса земной коры
важнейших тектонических зон материков и океанов
Тип земной коры Крупные структурные единицы земной коры Площадь, 106км2 Объем, 106 км3 Средняя мощность км Масса, 1024 г
Континенталь- I п Платформы с дорифейским складчат Щиты 30 ым основанием 1260 42,0 3,60
ный Плиты 65 2860 44,0 7,94
Платформы в целом 95 4120 43,4 11,54
Геосинклинали и орогенные области Рифейско-палеозойские 28 1200 42,9 3,29
Мезо-кайнозойские 26 1180 45,4 3,22
Рифейские и послерифей- 54 2380 44,1 6,51
ские в целом Материки в целом 149,0 6500 43,6 18,05
Субконтинен- Подводные области Платформы с дорифейским 35,7 920 25,8 2,51
тальный (пере- ходный) складчатым основанием рифейско-палеозойских 10,9 270 24,8 0,75
геосинклиналей мезо-кайнозойских гео- 17,4 360 20,7 1,02
синклиналей Субконтинентальная об- 64,0 1550 24,2 4,27
Океанический ласть в целом Древние части дна Тихого 102 650 6,4 1,85
океана (талассократоны) Древние впадины Атлан- 82 458 5,6 1,29
тического, Индийского и Северного Ледовитого океанов Области коры с редуциро- 8 84 10,5 0,23
ванным "гранитным” слоем Вулканические срединные 83 671 8,1 1,90
Хребты, сводные поднятия и глыбовые хребты дна океана Глубокие впадины кайно- 22 307 14,0 0,87
зойских и современных геосинклинальных систем (включая краевые желоба) Океаны в целом 297 2170 7,3 6,14
Земная кора в целом 510,0 10220 20,0 28,46
ной области континентов [97] были получены в результате непо-
средственных измерений по картам литологических формаций конти-
нентов для всех систем фанерозоя (см. [87, 72, 97]).
Однако к концу семидесятых, годов стало очевидным, что карты
девона, карбона, перми, триаса и юры, составленные в пятидесятых
14
Таблица 2
Принятые соотношения объемов слоев земной коры различного типа
Тип земной коры Крупные структурные Измерен- ный объем коры, 1СГ км3 Объем кристал- лической части ко- ры, 106 км3 Уз Уг Объем слоев земной коры, 10* км3
единицы земной коры
И Уг Уз
Континен- Платформы 3890 3655 1,45 235 1490 2165
тальный геосинклинали и оро- генные области: рифейско-палеозой- 1320 985 1,19 335 450 535
ские мезо-кайнозойские 1290 1095 0,92 195 570 525
Геосинклинали и оро- 2610 2080 1,04 530 1020 1060
генные области в целом Континентальная кора 6500 5735 1,28 765 ' 2510 3225
Субконтинен- в целом 1550 1300 1,66 250 490 810
тальный Океанический 2170 2055 — 115 — 2055
Земная кора 10220 9090 2,03 ИЗО 3000 6090
в целом
Примечание. 1 — осадочный слой; 2 — гранитно-метаморфический слой; 3 — гранулит-
базитовый слой. Общий объем геосинклинальных и орогенных осадочных пород
континентов распределен между областями рифейско-палеозойской и мезо-кайнозой-
ской складчатости пропорционально объему коры этих зон.
и начале шестидесятых годов, устарели и нуждаются в ревизии,
равно как и полученные с их помощью оценки объемов формаций.
За годы, прошедшие после составления этих карт, накопилась огром-
ная дополнительная информация по геологии многих регионов мира и
существенно уточнились границы стратиграфических комплексов фане-
розоя. Опираясь на эти новые данные, были построены более совер-
шенные варианты карт [95, 92] и по ним А.Б. Роновым произведено
повторное измерение объемов важнейших типов осадочных и вулкани-
ческих формаций отдельно для платформенных, геосинклинальных и
впервые для орогенных областей. Впервые были составлены также
карты литологических формаций позднего протерозоя (рифея и вен-
да) и по ним измерены объемы отложений [93, 95, 117]. Со-
поставление результатов старых и новых измерений объемов показы-
вает, что в оценке суммарного объема фанерозойских пород конти-
нентов допущенная погрешность была сравнительно невелика и со-
ставляла всего лишь +6%. Однако для некоторых регионов мира,
прежде всего геосинклинального Тихоокеанского кольца, изменения
оказались более значительными. Здесь были завышены не только об-
щие объемы отложений, но и частные объемы карбонатных и вулкани-
15
ческих пород. Следует добавить, что при измерении объектов вулка-
нитов по новым вариантам карт удалось в первом приближении коли-
чественно оценить распространенность основных (базальты), сред-
них (андезиты) и кислых (риолиты) разностей в продуктах подвод-
ных и наземных излияний [77].
Впервые в мировой практике для мезозоя и кайнозоя, начиная с
поздней юры, была составлена серия глобальных карт литологиче-
ских формаций, охватывающих одновременно континенты, их окраины
и океаны [89, 92, 115]. По этим картам для всех эпох и для каждой
из глобальных структурных зон в отдельности измерены объемы фор-
маций и подсчитана их распространенность.
Измерение площадей современного распространения важнейших ти-
пов океанических осадков и их объемов велось по картам литологи-
ческих формаций океанов [92] отдельно для Тихого, Атлантическо-
го, Индийского и Северного Ледовитого океанов [90]. Погрешно-
сти измерения площадей оцениваются в пределах ±5%, а объемов
±10%, причем величина погрешностей, так же как и на континентах,
убывает вверх по стратиграфической шкале.
Таким образом, в результате непосредственных измерений мы рас-
полагаем теперь дифференцированными во времени эмпирическими ко-
личественными оценками объемов, масс и распространенности важней-
ших типов осадочных и вулканических пород в каждой отдельно взя-
той глобальной структуре и во всей осадочной оболочке Земли в
целом. Величина погрешностей, допущенных при измерении объемов
платформенных отложений континентов и океанических осадков не вы-
ходит за пределы ±10%, а для геосинклинальных и орогенных обла-
стей не превышает ±20% [75, 84, 85]. Величина погрешностей
растет сверху вниз по стратиграфическому разрезу.
Попытки оценить распространенность важнейших типов интрузив-
ных и вулканических пород предпринимались неоднократно. Они осно-
ваны на измерении площадей выходов пород на земную поверхность
в пределах крупных регионов. Один из первых опытов подобного рода
принадлежит Р. Дэли [144], который измерял площади выходов магма-
тических пород по геологическим картам Кордильер и Аппалачей. Не-
сколько позже аналогичная работа, оценивающая распространенность
магматических пород в ряде крупных регионов Советского Союза,
была проделана С.П. Соловьевым [102]. Нельзя не упомянуть также
об измерениях и подсчетах, выполненных А. Гудвиным [165] и А. и
Ц. Энгелями [150] по Северной Америке, Е.К. Устиевым [105] по Севе-
ро-Востоку СССР. Оценка распространенности различных типов эффу-
зивов у этих и некоторых других авторов колеблется в широких пре-
делах, причем базальты всегда оказывались более распространенными
по площади, чем кислые эффузивы. Разброс полученных значений дале-
ко не случаен. Он определяется двумя причинами: несовершенством
методов площадных измерений и провинциальными вариациями про-
порций эффузивных пород. Дело в том, что площади выходов на по-
верхность различных типов эффузивов, за редкими исключениями, не
отражают объемные отношения их тел на глубине. Эт происходит
в силу случайности эрозионных срезов в складчатых областях и огра-
16
ниченности, либо отсутствия, выходов на поверхность наиболее древ-
них толщ на платформах [77].
У метода площадных измерений нет надежных критериев при выведе-
нии средних региональных, а тем более глобальных оценок. С этим
приходится мириться при подсчетах распространенности интрузивных
тел, поскольку других методов оценки их распространенности пока
нет. Однако, в отношении вулканических пород, представляющих супра-
крустальные образования и залегающих в определенной последователь-
ности в осадочных толщах, возможен общий с последними количествен-
ный подход, основанный на измерении объемов пород.
Именно такой методический путь подсчета объемов подводных и
наземных вулканитов был избран одним из авторов в работе [77].
Измерения объемов велись по картам литологических формаций конти-
нентов, представляющих отделы всех систем неогея [92, 95], а также по
картам всех отделов триасовой, юрской, меловой, палеогеновой и нео-
геновой систем континентов, их окраин и океанов [92]. В ре-
зультате этих измерений в нашем распоряжении оказались диф-
ференцированные оценки, характеризующие отдельно распределение
измеренных объемов подводных и наземных вулканогенных пород
в 31 стратиграфическом интервале неогея (от до N2) в преде-
лах крупнейших структурных зон осадочной оболочки материков
и океанов.
Возникла задача расчленить эти общие объемы подводных и на-
земных вулканитов геосинкливальных, орогенных областей и плат-
форм на частные объемы слагающих их основных, средних и кислых
пород, которые мы в дальнейшем условно именуем базальтами, анде-
зитами и риолитами. В действительности к основным породам отнесе-
ны базальты, спилиты, диабазы, пикриты, основные порфириты и их
пирокластические аналоги; к средним — андезиты, андезито-дациты,
трахидациты и их туфы; к кислым — риолиты (липариты), дациты,
кислые порфиры, игнибриты и туфы этих пород. Задача в первом при-
ближении решена с помощью методики, описанной в работах [82,84,86],
путем подсчета мощностей и пропорций этих пород в опорных разре-
зах конкретных геосинклиналей, орогенных зон и платформ, выполнен-
ных отдельно для каждого из 31 стратиграфического среза неогея.
Точность определения общих объемов вулканогенных пород оцени-
вается ±20%, возрастая снизу вверх по стратиграфической колонке.
Определить же ошибки, допущенные при подсчете пропорций трех
главных типов вулканитов, гораздо труднее. Они варьируют в отдель-
ных структурных зонах и возрастных комплексах от нуля там, где
представлен лишь один тип пород, до некоторой значительной вели-
чины в тех зонах и стратиграфических комплексах, где в разрезах
наблюдается чередование двух или трех типов эффузивов. В этих слу-
чаях погрешности могут достигать ±30%. Грубые подсчеты показали,
что при обобщении совокупности данных для всех систем неогея,
взвешенных по объемам подводных и наземных вулканитов каждого из
изученных стратиграфических комплексов, погрешности разных знаков
статистически уравновешиваются, приближаясь с точностью ±20%
к природным соотношениям базальтов, андезитов и риолитов в гео-
2. Зак. 793
17
синклинальных, орогенных областях и на платформах. Дальнейшее бо-
лее детальное исследование несомненно внесет уточнения в наши
оценки.
Повторные измерения объемов вулканитов по вновь построенным
картам литологических формаций континентов, их окраин и океанов
[92, 95] принципиально не изменили общей картины распределения
вулканических пород, которая была намечена в работе [77], хотя
и внесли заметные коррективы в прежние оценки. Так, например,
снизился на 26% общий объем вулканических пород континентов,
преимущественно за счет завышенных в свое время оценок объема
вулканитов геосинклиналей Тихоокеанского кольца. С другой сторо-
ны, на 6% возросли оценки общего объема эффузивных пород конти-
нентальных окраин. Вместе с тем почти не изменились определения
относительной распространенности базальтов, андезитов и риолитов
в главных структурных зонах континентов и океанов, приведенные в
работе [77]. Их колебания в ту или иную сторону не превышают
в крайних случаях ±6%. Это обстоятельство вселяет в нас уверен-
ность, что глобальные закономерности распределения вулканитов в
осадочной оболочке Земли уловлены нами правильно.
Распространенность важнейших типов интрузивных и метамор-
фических пород гранитно-метаморфической оболочки це может быть
охарактеризована объемными измерениями по той простой причине,
что полные разрезы оболочки нигде не вскрыты. Приблизительная
оценка может быть сделана лишь на основании измерений площадей
выходов пород на щитах, т.е. в верхних горизонтах этой оболоч-
ки. Само собой разумеется, что площадная оценка таит в себе воз-
можность значительных погрешностей, так как обнажающиеся площа-
ди различных типов пород далеко не всегда пропорциональны их
объемным соотношениям на глубине. Это прежде всего касается по-
род интрузивных, корни которых в большинстве случаев не извест-
ны. Тем не менее можно полагать, что в условиях глубоко эроди-
рованных складчатых структур, какими являются щиты, на поверх-
ности статистически устанавливаются соотношения выходов пород,
более или менее близкие к их объемным пропорциям. В пользу
этого допущения говорит близость средних химических составов
различных щитов Мира, выведенных независимыми методами разными
авторами.
При подсчете относительной распространенности пород щитов
(гранитно-метаморфической оболочки) мы опирались на результаты
измерений площадей в пределах Балтийского и Украинского щитов
и фундамента Русской платформы [81], а также использовали ли-
тературные данные для Канадского щита Северо-Американской плат-
формы [147, 150, 215], для архея Алданского щита [48], раннего
докембрия Кокчетавского массива [68] и др. Итоговые цифры
сохраняют некоторую неопределенность, поскольку остается из-
вестная условность в оценках распространенности отдельных ти-
пов пород, связанная с невозможностью выделить их из более
крупных комплексов. Так, например, с той или иной точностью
известна площадная распространенность различных гнейсов, но
1В
оценить распространенность попадающих в эту группу парагнейсов,
с одной сторонь!, и мигматизированных пород и гранито-гнейсов —
с другой, можно только крайне приблизительно вследствие неопре-
деленности критериев их различия и нечеткости геологических гра-
ниц между ними. По той же причине в настоящее время невозможно
расчленить общую измеренную площадь выходов кислых ортопород
на составляющие эту группу собственно граниты, гранодиориты и
гранито-гнейсы. Поэтому средний химический состав выведен нами
для более крупных петрографических категорий, но с привлечени-
ем реальных составов входящих в них отдельных типов пород.
Непосредственные данные о петрографическом составе и соот-
ношениях пород гранулит-базитового слоя континентов полностью
отсутствуют. Поэтому при построении химической модели этой обо-
лочки приходится опираться на рациональные гипотезы и косвенные
индикаторы. Конкретно основания выбранной нами модели рассматри-
ваются в соответствующем разделе следующей главы.
В строении океанической коры, по геофизическим данным, раз-
личаются три слоя. Первый сейсмический, слой, отвечающий неуп-
лотненным осадкам, характеризуется малыми значениями скоростей
продольных сейсмических волн (1,5—1,8 км/сек). Мощность его ко-
леблется в пределах 0,3—0,8 км и достигает больших значений в
прогибах и котловинах океанов. Средняя мощность близка к 0,4 км.
Второй сейсмический слой океанов характеризуется скоростями
2,1—5,5 км/сек. Мощность его колеблется в пределах 1—2 км [40],
а среднее ее значение принято равным 1,2 км. Количественные
соотношения пород в этом слое плохо известны. Имеются лишь
данные по небольшому числу скважин, вскрывших верхи II слоя,
согласно которым в его составе резко преобладают основные
вулканические породы. В нашей модели мы посчитали его целиком
сложенным вулканогенными породами, а вероятным небольшим коли-
чеством осадков пренебрегли. В объем II сейсмического слоя
включены вулканические постройки океанических островов.
Третий, собственно базальтовый, слой океанов отличается вы-
сокими скоростями сейсмических волн (6,5—7,0 км/сек). Объем
этого слоя получен по разности общего объема блока океанической
коры, который измерей по карте Р.М. Деменицкой (см. табл. 1), и част-
ных объемов I и II сейсмических слоев.
Общий объем коры субконтинентального типа получен непосред-
ственными измерениями (см. табл. 1). Объем кристаллической части
рассчитан как разность между этим общим объемом и объемом осадоч-
ной оболочки. Соотношение объемов гранитно-метаморфического и
гранулит-базитового слоев суб континентальной коры получены при до-
пущении, что гранитно-метаморфический слой полностью выклинива-
ется в сторону океана.
Исходя из величин общего объема земной коры и принятых соот-
ношений объемов осадочного, гранитно-метаморфического, гранулит-
базитового и базальтового слоев в различных структурных зонах и
типах коры и данных о средних плотностях различных горных пород
осадочной и гранитно-метаморфической оболочек [6], а также при-
19
нятой средней плотности 2,9 г/см3 для пород гранулит-базитовой
оболочки и 1,6 г/см3 для неуплотненных осадков I сейсмиче-
ского слоя океанов (средняя пористость около 35%), мы рас-
считали массу земной коры в целом и различных ее структурных
единиц; итоговые цифры приведены в табл. 1.
При общей оценке полученных результатов следует помнить, что
наряду с достоверными исходными данными нам приходилось в ряде
случаев прибегать к допущениям и гипотезам. Наиболее достоверны-
ми можно считать данные об объеме и массе земной коры и отдель-
ных ее крупных блоков; об объеме, массе, распространенности по-
род осадочной оболочки континентов и океанов; данные о соотно-
шениях различных кристаллических пород на щитах. Не вызывает
больших сомнений и однородный базальтовый состав океанической
коры. Наиболее гипотетичным остается глубинное строение конти-
нентальной коры — соотношение объемов гранитно-метаморфической
и гранулит-базитовой оболочек и в особенности петрографический
состав последней. Решить эти сомнения смогут лишь дальнейшие
исследования и прежде всего глубокое бурение на материках.
Глава 3
ХИМИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ
ОСАДОЧНАЯ ОБОЛОЧКА' ЗЕМЛИ
Строение осадочной оболочки
В концентрической структуре Земли осадочная оболочка (страти-
сфера) образует самый верхний твердый слой, сложенный слоистыми
осадочными и вулканическими (супракрустальными) породами. Этот
слой не сплошной и выклинивается к древним щитам и срединным
океаническим хребтам (табл. 3). Из 149 млн км2 площади материков
и островов осадочный чехол покрывает лишь 119 млн км2, т.е. 80%
общей площади суши. Из них на область распространения платформен-
ных супракрустальных пород приходится 44%, геосинклинальных —
25% и орогенных — 11% площади. На поверхность остальной части
суши выходят докембрийские кристаллические породы щитов. На мате-
риках осадочная оболочка залегает на гранитно-метаморфическом слое
и сложена породами преимущественно фанерозойского и позднепроте-
розойского возраста, хотя известны и более древние не очень сильно
метаморфизованные осадки протоплатформ [ПО, 111], но их распро-
странение сравнительно невелико. Наибольшим площадным распро-
странением, согласно измерениям X. Блата и Р. Джонса [131], поль-
зуются кайнозойские осадки (33%). С увеличением геологического
возраста площади выходов осадочных пород последовательно убыва-
ют, а кристаллических, наоборот, растут (табл. 4). Возраст отложений
континентальных окраин (шельфов и материковых склонов) аналоги-
чен возрасту пород континентов. Они выклиниваются в сторону о кеа-
20
Таблица 3
Площади, объемы и средние мощности отложений глобальных структурных зон
континентов, их окраин, океанов и стратисферы в целом (по А.Б. Ронову, 1988)
Глобальные структурные зоны Земли Площади Объемы отложений Средние мощности, км
10‘ км’ % от общей площади зем- ного шара 106 км5 % от общего объема отло- жений осадоч- ной оболочки
Щиты континентов 30 5,9 0 0 0
Плиты континентальных 65 12,7 235 20,8 3,6
платформ Платформы в целом 95 18,6 235 20,8 2,5
Геосинклинали континен- 38 7,5 430 38,0 п,з
тов Орогенные области кон- 16 3,1 100 9,0 6,2
тинентов Континенты в целом 149 29,2 .765 67,8 5,1
Платформы Континенталь- 35,7 7,0 86 7,6 2,4
ных окраин (шельфов и материковых склонов) Геосинклинали коитинен- 19,5 3,9 117 10,4 6,0
тальных окраин (шельфов и материковых склонов) Орогенные области кон- 8,8 1,7 47 4,2 5,3
тинентальных окраин (шельфов и материковых склонов) Континентальные охран- 64 12,6 250 22,1 3,9
НЫ В целом Срединные океанические 71 13,9 0 0 0
хребты Океанические плиты и глу- 226 44,3 115 10,1 0,51
боководные котловины Океаны в целом 297 58,2 115 10,1 0,39
Земной шар в целом 510 100,0 ИЗО 100,0 2,2
на и развиты на площади приблизительно равной 64 млн км2, что состав-
ляет около 13% общей площади земного шара.
Осадки океанов лежат на базальтовом (II сейсмическом) слое и
значительно уступают по своему стратиграфическому охвату породам
континентальной части осадочной оболочки. Самые древние осадки
I сейсмического слоя океана, вскрытые глубоководным бурением
с корабля "Гломар Челленджер”, относятся к верхней юре и покры-
ваются отложениями мела, палеогена, неогена и четвертичной систе-
мы. Их возраст и мощности закономерно убывают к срединным океа-
ническим хребтам [176]. С уменьшением возраста увеличивается пло-
щадь их распространения. Сторонники теории тектоники плит утверж-
дают, что океанические осадки древнее юрских накапливались в гео-
логическом прошлом, но затем были уничтожены (ассимилированы) в
зонах субдукции при поддвигании океанической коры под континенты.
21
Таблица 4
Площадь выходов на поверхность материков различных типов пород
в зависимости от их возраста по X. Блату и Р. Джонсу [131]
(в % от общей площади материков)
Возраст Кристаллические породы Осадочные породы
вулканиче- ские интрузив- ные метаморфи- ческие и "докембрий” Всего
Кайнозой 4 0 0 4 33
Мезозой 2 1 1 4 18
Палеозой 1 1 <1 2 13
Докембрий 0 6 15 21 1
Возраст не установлен 1 1 1 3 1
Всего 8 9 17 34 66
Общая площадь пелагиали океана составляет 297 млн км2. Из
них 226 млн км2 приходится на осадки I сейсмического слоя,
которые распространены в пределах океанических плит и глубоковод-
ных котловин, занимающих 76% общей площади пелагиали океанов. Ос-
тающиеся 71 млн км2 пелагиали приходится на срединные океани-
ческие хребты, практически лишенные осадочного покрова. Здесь на по-
верхность дна выходят породы базальтового слоя, лишь местами при-
крытые четвертичными и неогеновыми осадками.
Мощность осадочной оболочки колеблется в широких пределах,
сообразно с изменениями структуры континентов и океанов. Реаль-
ные ее колебания достигают амплитуды в 20—30 км и более, с макси-
мумами в геосинклиналях, краевых платформенных впадинах типа
Прикаспийской и в глубоких прогибах шельфа. В среднем для всей
Земли мощность стратисферы равна 2,2 км (см. табл. 3), что составля-
ет всего лишь 1/3000 радиуса нашей планеты. Средние мощности
стратисферы последовательно уменьшаются в ряду глобальных струк-
тур от континентов (5,1 км)к шельфам и материковым склонам (3,9 км),
а затем к океаническому ложу (0,4 км). На континентах они убы-
вают от геосинклиналей (11,3 км) к орогенным областям (6,2 км)
и платформам (2,5 км).
Общий объем пород осадочной оболочки континентов (720-106 км3),
их окраин (250-106 км3) и океанов (115106 км3) составляет по ре-
зультатам последних измерений 1085-Ю6 км3. Эта оценка полу-
чена без учета Антарктиды, по которой практически отсутству-
ют непосредственные данные. Мы попытались грубо оценить суммар-
ный объем фанерозойских и верхнепротерозойских отложений этого
континента. При подсчете исходили из аналогии Антарктиды с дру-
гими материками Гондваны (Южная Америка, Африка, Австралия), об-
щая площадь (57,4-106 км2) и общий объем отложений (184,8-106 км3)
которых известны (табл. 5). Зная площадь Антарктиды (14,0106 км2)
и делая допущение, что объемы отложений неогея грубо пропорцио-
22
Таблица 5
Площади и общие объемы отложений неогея материков
Материки или группы материков Площадь, 106 км2 % от общей площади ма- териков Объем отло- жений неогея, 10б км3 % от общего объема отло- жений
Евразия 53,4 35,8 403,2 52,6
Северная Америка 24,2 16,3 131,9 17,2
Лавразия 77,6 52,1 535,1 69,8
Южная Америка 18,3 12,3 75,1 9,8
Африка 30,3 20,3 66,2 8,6
Австралия* 8,8 5,9 44,8 5,9
Антарктида** 14,0 9,4 ~45,1 5,9
Гондвана 71,4 47,9 231,2 30,2
Континенты в целом 149,0 100,0 766,3 100,0
♦Включая Тасманию, Новую Гвинею и Новую Зеландию. ♦•Схема подсчетов общего объема отложений Антарктиды приведена в тексте.
нальны площади материков Гондваны, находим, что объем отложе-
ний неогея Антарктиды составляет 45,МО6 км3.
Принимая в расчет эту оценку, получаем, что общий объем от-
ложений неогея континентов приблизительно равен 765 млн км3, а
суммарный объем пород осадочной оболочки Земли в целом достига-
ет ИЗО млн км3 (см. табл. 3). Это составляет 11% объема земной
коры и 0,1% общего объема Земли [75, 97]. В единицах массы эти
величины дают соответственно 9% массы коры и 0,05% массы Земли,
принимая массу осадочной оболочки равной 26,90 1023 г.* Таковы
масштабы рассматриваемого объекта.
Правильность нашей оценки общего объема пород осадочной обо-
лочки подтверждают недавние подсчеты американских геологов. Дж. Соу-
сэма и В. Хэя [220] и советских тектонистов В.Е. Хайна, Л.Э. Леви-
на и Л.И. Тулиани [112]. Они были произведены независимыми
методами. Согласно результатам этих работ общий объем пород стра-
тисферы равен соответственно 1115 млн км3 и 1104 млн км3. По-
ражает совпадение этих результатов с нашими (ИЗО Ю6 км3), от
которых оценка Дж. Соусэма и В. Хэя отличается всего лишь на 1,3%,
а оценка В.Е. Хайна и сотрудников на 2,3%. Однако между нами и
упомянутыми авторами существуют заметные расхождения в отноше-
нии схемы распределения общих объемов отложений по основным струк-
турам осадочной оболочки.
Из приведенного графика (рис. 2) видна резко выраженная не-
однородность строения осадочной оболочки. Основной объем слагаю-
щих ее пород (67,8%) сосредоточен на материках, занимающих лишь
29,2% земной поверхности. Континентальный блок, т.е. континенты
♦Масса пород осадочной оболочки континентов составляет 18,95-1023 г, континенталь-
ных окраин —6,18-Ю23 г и океанов 1,77-1023 г.
23
ОБЩАЯ ПЛОЩАДЬ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
S=510 106к№
ОБЩИЙ ОБЪЕМ ОТЛОЖЕНИЙ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
ЗЕМЛИ
V=H30-10W
Рис. 2. Распределение общей площади земной поверхности и общего объема отложений
между континентами, их окраинами и океанами
вместе с шельфом и материковым склоном, контролирует 89,9% объе-
ма пород оболочки, охватывая при этом лишь 41,8% площади планеты.
На ложе океанов, занимающее 58,2% общей площади, приходится лишь
10,1% общего объема пород стратисферы.
Неравномерность распределения объемов и масс осадочной обо-
лочки прослеживается в пределах каждой из глобальных структур.
Так, на континентах ярко выражены три системы неоднородностей.
Первая связана с делением материков на два блока. Северный блок—
Лавразия и южный блок — Гондвана отличались друг от друга в нео-
гее, т.е. в фанерозое и позднем протерозое, режимом вертикальных
движений. На материках Лавразии, занимающих немногим более поло-
вины суммарной площади континентов (77,6 млн км2), залегают 2/3
общего объема пород континентальной части оболочки, тогда как на
материках Гондваны всего лишь 1/3 (см. табл. 5, рис. 3). К этому сле-
дует добавить, что 2/3 общей площади щитов сосредоточено именно
здесь [75]. Характерно, что на материках Гондваны в геосин-
клинальных и орогенных областях накопился меньший объем от-
ложений (61%), чем на материках Лавразии (72%). Показательны так-
же отличия в пропорциях пород между этими блоками. На Гондване
шире представлены терригенные формации, слагающие 76% общего
объема отложений неогея, а в Лавразии лишь 60% (см. рис. 3).
При этом доля континентальных осадков и наземных вулканитов на
Гондване почти вдвое выше (25,6%), чем в Лавразии (16,0%), где
значительно шире представлены карбонатные породы (17,3% и 10,2%
соответственно) и эвапориты (1,2% и 0,6% соответственно). Все
это, вместе взятое, свидетельствует о высокой активности в неогее
погруженной земной коры в Лавразии и ее поднятии на Гондване.
24
Осадочная оболочка континентов
V- 765-ID W
S- 149Ю6кмг
Л t ₽ Р ц г
Ледниковые
Угленосные
Е Р п
40,0
Молассы
Кремнистые
Наземные
вулканогенные
Кремнистые 1,5%
Эвапориты 0,£%
Карой ватные5^ •/
17,3’/
**<»£ и wert****
Эвапориты * ®ЙОГЕННЫе »?’
Конт
песч - глин
Морские
песчано-
глинистые
Флиш
4,9 7
Морские
песчано-
глинистые
39,4 °Z
кароонатные
15,6“/
вчлканогЕННЫ
Я,5%
Молассы
6,0/
Лавразия
V= 535-lOW
S = 77,6-106km'
I
4-
Континент,
песчано-глинистые
Подводные
вулканогенные
Гондвана
V= 230-106km3
S= 71,4- 106км2
Морские песчаные
Ледниковые
0,2%
Угленосные
1,2%/
£> I Подводные
Морские глинистые
4,3%
Каооо
натные
Морские
песчано-
глинистые
42,6 X
Комтин
песч-глм
вулканог
Подводные
Кремнистые 1,1'
Эвапориты f,2%
Рис. 3. Объемы и распространенность важнейших типов формаций на континентах, в Лавразии и Гондване
Рис. 4. Объемы и распространенность важнейших типов формаций на платформах, в геосинклиналях и орогенных областях континентов
Вторая система неоднородностей в распределении объемов по-
род осадочной оболочки континентов обусловлена существованием
тектонической зональности и разными скоростями седиментации и
эрозии на платформах, в геосинклиналях и орогенных областях. Бо-
лее 2/3 общего объема отложений оболочки (69,2%) сосредоточено
в мобильных зонах — геосинклиналях (56,0%) и орогенных областях
(13,2%), а на платформах лищь 1/3 (30,8%) (рис. 4). Различия
между стабильными и мобильными зонами коры континентов ска-
зываются и в пропорциях, слагающих их пород. В геосинклина-
лям гораздо шире, чем в других структурных зонах, распространены
морские песчано-глинистые породы (50,1%), флиш (8,4%) и подвод-
ные вулканиты (16,6%). В орогенных областях распространенность
морских песчано-глинистых (25,6%), и карбонатных (4,8%) пород
резко редуцирована, но зато среди терригенных отложений господ-
ствуют молассы (40,8%). Здесь много более, чем в других зонах,
представлены угленосные формации (9,6%) и наземные вулканиты
(12,1%). На платформах шире, чем где бы то ни было на континен-
тах, распространены карбонатные породы (28,8%), континентальные
песчано-глинистые отложения (18,1%) и эвапориты (2,9%).
Если даже исключить из рассмотрения эффузивы как породы, ге-
нетически не связанные с осадочной оболочкой, то расхождения в
распространенности важнейших типов осадочных пород в главных
структурных зонах континентов все равно останутся значительными
(табл. 6). Так, например, распространенность песчаных пород в
стабильных и мобильных зонах весьма различна. Она образует на-
растающий ряд от платформ (22,1%) к геосинклиналям (27,1%) и оро-
генным областям (42,1%), тогда как распространенность карбонат-
ных пород, наоборот, снижается в этом ряду от платформ (29,9%)
к геосинклиналям (13,0%) и орогенам (5,5%). Максимальное распро-
странение глин и глинистых сланцев (56,1%), также кремнистых
пород (3,7%) присуще геосинклиналям, а эвапоритов — платформам
(3,0%).
Значительные неоднородности в распределении объемов и в рас-
пространенности формаций наблюдаются и по вертикальному разрезу
осадочной оболочки континентов. Они проявляются прежде всего в
том, что отсутствует пропорциональность между объемами пород
крупнейших стратиграфических комплексов неогея и их абсолютной
длительностью (рис. 5). Так, например, почти половина общего объе-
ма пород стратисферы континентов (45%) заключена в палеозойских
толщах, которые накопились за 325 млн лет, т.е. за интервал вре-
мени, составляющий лишь 20% общей длительности неогея (1,6 млрд лет).
В противоположность этому отложения позднего протерозоя сла-
гают лишь 16% объема пород оболочки, а продолжительность это-
го стратиграфического подразделения значительно превышает полови-
ну общей длительности неогея (64%). Возникновение этой неоднород-
ности связано, по-видимому, с действием двух факторов: 1) разли-
чием в скоростях седиментации на разных этапах неогея (меньшие
скорости в позднем протерозое) и 2) с процессами эрозии и вы-
ветривания, которые должны были уничтожать часть первоначально-
27
Таблица 6
Объем, масса, средняя мощность и распространенность
важнейших типов пород неогея в основных структурных зонах
осадочной оболочки Земли (по А.Б. Ронову, 1988)
Глобаль- ные струк- туры Структурные зоны Распространенность осадоч- ных пород с учетом и без уче- та эффузивов Объем, 10W Масса 1О23г
Континен- Платформы Осадочные порода и эффу- 235 5,98
ТЫ Геосинклинали зивы Только осадочные породы Осадочные породы и эффу- 226 430 5,74 10,56
Орогенные области зивы Только осадочные породы Осадочные порода и эффу- 353 100 8,40 2,41
Континенты в целом зивы Только осадочные породы Осадочные породы и эффу- 87 765 2,05 18,95
Шельфы и Платформы зивы Только осадочные породы Осадочные породы и эффу- 666 86 16,19 2,10
материке- вые скло- ЗИВЫ Только осадочные породы 84 2,04
ны Геосинклинали Осадочные породы и эффу- 117 2,95
Орогенные области зивы Только осадочные породы Осадочные породы и эффу- 81 47 1,95 1,13
Окраины континентов зивы Только осадочные породы Осадочные породы и эффу- 43 250 0,98 6,18
Океаны в целом зивы Только осадочные породы Осадки и эффузивы 208 115 4,97 1,77
Осадочная оболочка Земли в це- Только осадки Осадочные породы и эффу- 111 ИЗО 1,66 26,90
лом зивы Только осадочные породы и 985 22,82
осадки
Средняя МОЩНО- СТЬ, км Распространенность пород в % от общего объема отложений
Песчаные Глины и глинистые сланцы Карбонат- ные Соли, гип- сы, ангид- риты Кремнис- тые Вулканичес- кие
2,5 21,3 43,1 28,8 2,9 0,2 3,7
2,4 22,1 44,8 29,9 3,0 0,2 —
н,з 22,2 46,0 10,7 0,1 3,0 18,0
9,3 27,1 56,1 13,0 0,1 3,7 —
6,2 36,6 44,9 4,8 0,6 0,1 13,0
5,4 42,1 51,6 5,5 0,7 0.1 —
5,1 23,9 45,0 15,5 1,0 1,7 12,9
4,5 27,5 51,7 17,8 1,1 1,9 —
2,4 21,6 43,8 28,2 3,5 0,3 2,6
2,3 22,2 44,9 29,0 3,6 0,3 —
6,0 17,3 35,6 14,8 0,03 1,8 30,5
4,1 24,9 51,2 21,3 0,04 2,6 —
5,3 38,8 47,6 2,8 1,1 0,1 9,6
4,9 42,9 52,7 3,1 1,2 0,1 —
3,9 22,1 41,3 17,2 1,5 1,0 16,9
3,2 26,6 49,7 20,7 1,8 1,2 —
0,51 7,1 49,0 33,9 0,6 6,1 3,3
0,49 7,4 50,6 35,1 0,6 6,3 —
2,2 21,8 44,6 17,8 1,1 2,0 12,7
1,9 25,0 51,1 20,4 1,2 2,3 —
го объема пород. О масштабах потерь можно судить лишь статисти-
чески, полагая, что, чем древнее осадочные толщи, тем большей
была вероятность их разрушения. Исходя из этого предположения
следует ожидать, что относительная масса осадочных пород должна
постепенно уменьшаться от молодых к древним. К такому выводу в
свое время пришли С. Грегор [166], а затем Р. Гаррелс и Ф. Мак-
кензи [156]. Упомянутые авторы утверждали, что относительная
масса осадочных пород должна уменьшаться по экспоненциальному
закону от современности к далекому прошлому. Пользуясь их мето-
дом, по данным табл. 7 построена гистограмма, на которой на-
несены относительные массы осадочных пород, приходящиеся в
каждом периоде фанерозоя на единицу времени, т.е. на 1 млн лет
28
29
ОБЪЕМ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ КОНТИНЕНТОВ ОБЩАЯ ДЛИТЕЛЬНОСТЬ НЕОГЕЯ
\Л 765 ю6км’ Т 1Б00 10 лет
Рис. 5. Распределение объемов пород осадочной оболочки континентов по крупным
стратиграфическим интервалам (эрам) неогея и их относительная длительность
(рис. 6). Вопреки ожиданию график не обнаруживает закономерно-
го убывания в глубь времен массы всех осадочных пород и, в част-
ности, даже массы наименее устойчивых карбонатных пород, а выяв-
ляет лишь периодические их колебания. Это дало в свое время пра-
во утверждать, что глобально значимого уничтожения масс оса-
дочных и вулканических пород не происходило. Несомненно однако,
что реальное уничтожение осадков в значительной степени пере-
крывалось периодическими колебаниями темпов осадконакопления[75].
Следует однако признать, что, рассматривая более крупные интер-
валы времени в течение всего неогея, равные целым эрам или близ-
ким к ним геохронологическим интервалам (KZ, MZ, PZ2+3, PZi, V, R3,
Rt_2), четко выявляется тенденция к уменьшению относительной
массы осадочных и вулканических пород (см. табл. 7, рис. 7). Она сла-
бо выражена в фанерозое и резко усиливается в позднем протерозое.
Следовательно, действие вторичных факторов приобретает опреде-
ленное значение лишь при рассмотрении очень крупных интервалов
времени (эонов).
Существенные сдвиги в пропорциях формаций происходят по
стратиграфическому разрезу. Они особенно контрастны, если срав-
нивать фанерозойские и верхнепротерозойские срезы осадочной обо-
лочки континентов (рис. 8). В верхнем протерозое господствуют
терригенные породы (79%) при ограниченном развитии карбонатных
(11%) и вулканических (8%) породи незначительном распрост-
ранении эвапоритов (0,4%). В фанерозойских же толщах роль тер-
ригенных пород более скромная (67%), тогда как карбонаты (16%)
и вулканиты (14%) имеют гораздо большую распространенность,
а количество эвапоритов почти втрое выше, чем в протерозое
зо
Таблица 7
Масса пород систем фанерозоя и позднего протерозоя осадочной оболочки континетов*
как функция их возраста
Стратиграфи- ческий интервал Возрастные границы интервала (по [168, 197, 201]) Дли- тель- ность интер- вала Масса пород, 1021 г Масса пород на единицу времени 1021 г/106 лет
все оса- дочные карбо- натные вул ка- мее кие все оса- дочные карбо- натные вул- кани- ческие
Неоген (N) 1,6—23,7 22,1 61,2 5,1 7,7 2,77 0,23 0,35
Палеоген (₽) 23,7—66,4 42,7 74,4 16,4 12,3 1,74 0,38 0,29
Кайнозой (KZ) 1,6—66,4** 64,8** 135,6 21,5 20,0 2,09 0,33 0,31
Мел (К) 66,4—144 77,6 203,8 46,9 43,4 2,63 0,60 0,56
Юра (J) 144—208 64 130,2 27,9 21,2 2,03 0,44 0,33
Триасе (Т) 208— 245 37 103,0 23,2 18,9 2,78 0,63 0,51
Мезозой (MZ) 66,4—245 178,6 437,0 98,0 63,5 2,45 0,55 0,48
Пермь (Р) 245—286 41 88,8 11,8 15,7 2,17 0,29 0,38
карбон (С) 286—360 74 121,8 24,7 19,5 1,65 0,33 0,26
Девон (D) 360—408 48 147,3 28,2 23,7 3,07 0,59 0,49
Средний и верхний 245—408 палеозой (PZ2+3) 163 357,9 64,7 58,9 2,20 0,40 0,36
Силур (S) 408—438 30 70,7 11,3 12,7 2,36 0,38 0,42
Ордовик (О) 438—505 67 140,6 24,6 34,8 2,10 0,37 0,52
Кембрий (С) 505—570 65 116,5 29,1 24,9 1,79 0,45 0,38
Нижний палео- зой (PZi) 408—570 162 327,8 65,0 72,4 2,02 0,40 0,45
Палеозой (PZ) 245—570 325 685,7 129,7 131,3 2,11 0,40 0,40
Фанерозой (Ph) 1,6—570** 568,4** 1258,3 249,2 234,8 2,21 0,44 0,41
Венд (V) 570—680 110 69,5*** 88,0 9,8 11,1 5,7 8,0 0,63 0,80 0,09 0,10 0,05 0,07
Верхний рифей (Яз) 680—1050 370 122,6 225,3 10,0 15,1 10,3 21,0 0,33 0,61 0,03 0,04 0,03 0,06
Нижний и сред- ний рифей (R1+2) 1050—1600 550 66,9 192,0 11,9 17,5 9,7 34,3 0,12 0,35 0,02 0,03 0,02 0,06
Верхний проте- розой (PRs)** 570—1600 1030 259,0 505,3 31,7 43,7 25,7 63,3 0,25 0,49 0,03 0,04 0,02 0,06
Неогей (Ph + PRO** 1,6—1600** 1598,4 1517,3 1763,6 280,9 292,9 280,5 298,1 0,95 1,10 0,17 0,18 0,16 0,19
•Исключая Антарктиду, масса неметаморфизованных пород неогея которой 1,17-Ю23 г.
♦•Длительность кайнозоя, фанерозоя даны без учета четвертичных. и неогея , а также массы пород этих возрастов
***В числителе даны неметаморфизованные породы, в морфизованных и метаморфизованных пород. знаменателе — сумма немета-
(1,1%). Весьма показательно значительное распространение молас-
совой и флишевой формаций в фанерозое при слабом их развитии в
верхнем протерозое.
Осадочная оболочка континентов и океанов отличается друг от
друга не только гораздо меньшим стратиграфическим охватом и мощ-
31
КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ
ВСЕ ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ
Р
Рис. 6 Распределение относительных масс всех осадочных пород, а также карбонатных и вулканических пород фанерозоя континентов как
функции их возраста
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
О 250 500 750 1000 1250 1500 1750
млн лет
ВСЕ ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ
млн лет
Рис. 7. Распределение относительных масс совокупности осадочных пород, карбонатных пород и вулканических порол фанерозоя
и позднего протерозоя континентов как функции их возраста (заштрихованы метаморфические эквиваленты осадочных пород
позднепротерозойских геосинклиналей и орогенных областей)
Ф А Н Е РОЗОЙ
У= 642 106 км3
ПОЗДНИЙ ПРОТЕ РОЗОЙ
У=123-106км3
Молдсеы 1,2
Континентальные
песиАно- глинистые
2,3%
Кремнистые 1,7%
0Л%
Наземные ?
булкдногенньге'
75,37.
Флиш 0,2%
МОРСКИЕ
ПЕСЧАНО-ГЛИНИСТЫЕ
АрОО-
нлтные
10.9
ф| Подводные
RVAKAH
Рис. 8. Сопоставление объемов и распространенности групп формаций в фанерозойской и верхнепротерозойской части
осадочной оболочки океанов и континентов
ностью отложений в океанах, но и пропорциями важнейших типов
осадочных пород и осадков. На континентах значительно шире рас-
пространены песчаные породы, эвапориты и вулканиты, а в I сейс-
мическом слое океанов — карбонатные, глинистые и кремнистые осад-
ки (табл. 8).
Подробные результаты измерений площадей и объемов, а также под-
счетов производных параметров, таких, как средние мощности отло-
жений, средние скорости осадконакопления (в метрах за 106 лет) и объем-
ная распространенность важнейших типов континентальных, морских
мелководных и океанических глубоководных осадков (гемипелагиче-
ских и пелагических) опубликованы в работе [90]. В ней же приведены
общие объемы осадков по каждому из океанов и их совокупности, т.е.
в Мировом океане в целом, для всего интервала Jj—N2 и средние для это-
го же периода времени значения скоростей седиментации и объемной
распространенности осадков.
Общая площадь современного распространения океанических осад-
ков равна 285-106 км2. Она непостоянна и изменяется в зависимо-
сти от возраста осадков. В каждом из оке.анов площадь распростра-
нения осадков закономерно увеличивается снизу вверх по страти-
графической шкале от минимальной у верхнеюрских отложений к мак-
симальной — у плиоценовых.
Наибольшая площадь океанской седиментации приходится на Тихий
океан (146-106 км2 или 52% общей площади распространения осадков
в Мировом океане). Далее в порядке убывания площади следуют
Атлантический (71-10* км2 или 25%), Индийский (64-106 км2 или
22%) и Северный Ледовитый (4-106 км2 или 1%) океаны.
Общий объем осадков Мирового океана достигает 115-106 км3, а
без четвертичных осадков приближается к 100-106 км3. Он более
чем в трое уступает суммарному объему синхронных отложений
(Дз—N2) континентов (188-10* км3) и континентальных окраин (178-
• 106 км3)-
Если встать на точку зрения мобилистов и допустить, что суб-
дукция имела место в прошлые геологические периоды, то из этого
следует, что количество пелагических осадков, поглощенных в зонах
Заварицкого—Беньофа при поддвиге океанической коры под континен-
ты должно возрастать с увеличением возраста этих осадков. По при-
близительным расчетам А.П. Лисицына [53], за последние 169 млн лет,
т.е. с поздней юры до современной эпохи, в зонах субдукции
ушло 225-106 км3 пелагического и гемипелагического осадочного ма-
териала. Приняв эту оценку и добавив к ней рассчитанный нами
объем сохранившихся осадков (115-Ю6 км3), получим, что общий
объем осадков, накопившихся на океаническом ложе в течение
Зз—N2 достигал, по-видимому, 340-106 км3.
Наибольший объем сохранившихся океанических осадков (без по-
верхностных) приходится на Тихий океан (37-106 км3). Немногим
уступают ему объемы осадков Атлантического (33-10* км3) и Ин-
дийского (26106 км3) океанов, тогда как на Северный Ледовитый
океан приходится всего лишь 4-Ю6 км3 собственно океанических
осадков.
35
Таблица 8
Распространенность важнейших типов формаций на континентах,
их окраинах, океанах и в осадочной оболочке Земли в целом
(по А.Б. Ронову, 1988 г.)*
Глобальные струк- турные зоны Общий объем отложе- ний, 1О6км3 Общая масса отложе- ний, 1023г Распрост- ранен- ность Континентальные
песчано- глинис- тые угле- носные леднико- вые молассы
Континенты 765 18,95 I 6,9 2,1 о,1 6,0
II 6,8 2,0 0,1 5,8
Континентальные 250 6,18 I 3,1 2,3 0,02 1,9
окраины II 3,0 2,3 0,02 1,8
Пелагиаль океанов 115 1,77 I — — — —
II — — — —
Осадочная оболоч- ИЗО 26,90 I 5,52 1,92 0,06 4,62
ка Земли в целом II 5,55 1,93 0,06 4,64
Глобальные струк- турные зоны Океанические гемипелагические
турбиди- ты морские гляциаль- ные глинис- тые । карбонат- но-глинис- тые карбонат- ные кремнис- тые
Континенты — — — — —
— — — —- — —
Континентальные 0,9 — 0,9 0,1 1,0 о,1
окраины 0,6 — 0,6 0,1 0,7 0,1
Пелагиаль 13,7 3,1 24,3 8,1 5,6 2,2
океанов 13,0 2,8 24,2 7,8 5,5 1,9
Осадочная оболоч- 1,53 0,31 2,59 0,84 0,74 0,24
ка Земли в целом 1,07 0,21 1,90 0,60 0,53 0,14
Из гистограммы (рис, 9) следует, что массы океанических осад-
ков, нормированных на единицу времени (1 млн лет), законо-
мерно убывают от современной эпохи к Js. Сравнивая рис. 9 с рис. 6
и 7, нетрудно увидеть, что процессы уничтожения осадков в океа-
нах вследствие их субдукции протекали на порядок величины бы-
стрее, чем на континентах в результате их эрозии. Этот вы-
вод хорошо согласуется с моделью Я. Вейзера [14], согласно
которой среднее время жизни пород низкометаморфизованных супра-
крустальных толщ составляет 673 млн лет, осадочных пород плат-
форм — 361 млн лет, складчатых поясов — 355—378 млн лет, а для
океанских осадков 27—59 млн лет.
36
Морские мелководные
песча- ные гли- нис- тые песчано- глинис- тые морские гляци- альные мо- лассы флиш карбо- натно- обло- моч- ные карбо- нат- ные соли, гип- сы, ангид- риты крем- нис- тые
4,6 4,2 31,2 4,9 15,9 8,5 1,0 1,7
4,3 4,2 30,4 — — 4,8 15,8 8,7 0,9 1,6
2,4 11,3 16,2 о,3 10,7 8,5 9,8 11,2 1,5 0,9
2,2 11,3 15,9 0,3 10,5 8,4 9,7 11,4 1,3 0,8
— — 0,6 0,04 — — 0,2 2,7 0,6 —
— — 0,8 0,1 — — 0,2 3,8 0,8 —
3,78 5,02 25,46 0,05 1,91 5,04 13,24 8,43 1,05 1,41
3,57 5,20 25,37 0,05 1,92 5,08 13,55 8,82 1,00 1,35
Океанические пелагические Вулканогенные
глины серо-зе- леные глины красные карбонат- но-гли- нистые карбо- натные Крем- нистые Подводные
базаль- ты андези- ты риоли- ты всего
— — — — — 6.1 2.9 0,4 9,4
— — — — — 6,9 3,3 0,4 10,6
— — — — — 9,1 4,9 0,3 14,3
— — — — — 10,3 5,5 0,3 16,1
2,4 7,4 1,2 20,7 3,9 2,2 0,8 0,3 3,3
2,5 6,8 1,3 20,3 3,1 3,4 1,2 0,5 5,1
0,24 0,74 0,13 2,07 0,33 6,25 3,06 0,35 9,66
0,19 0,51 0,09 1,50 0,23 7,37 3,61 0,42 11,40
Неоднородность строения осадочной оболочки прослеживается и
в океанах. Она выражена в них гораздо слабее, чем на континентах.
Тем не менее океаны четко отличаются друг от друга индивидуаль-
ными особенностями строения и литологического состава отложений
I сейсмического слоя, прежде всего средней объемной распрост-
раненностью важнейших типов осадков и фациальными условиями их
накопления. Если расположить океаны в ряд от Тихого к Атлан-
тическому, Индийскому и Северному Ледовитому, как это сде-
лано на рис. 10, то нетрудно увидеть, что в этом ряду просле-
живается закономерное изменение вклада различных фациальных об-
становок накопления осадков в общий баланс седиментации. В ряду
37
Таблица 8 (окончание)
Глобальные струк- турные зоны Вулканогенные Сумма
наземные терриген- ных по- род и осадков карбонат- ных по- род и осадков
базальты андезиты риолиты всего
Континенты 1,3 1,5 1,1 1,2 1,1 1,3 3,5 4,0 68,9 67,1 15,5 15,8
Континентальные 1,1 1,0 0,5 2,6 63,4, 17,2
окраины 1,2 1,1 0,6 2,9 61,4 17,4
Пелагиаль — — — — 56,1 33,9
океанов — — — — 54,9 34,2
Осадочная оболоч- 1,1.2 0,94 0,95 3,01 66,40 17,84
ка Земли в целом 1,33 1,10 1,11 3,54 64,97 17,37
♦Распространенность формаций процентах от общей массы в процентах от общего отложений (II). объема отложений (I) и в
растет распространенность мелководных морских (от 2 до 10%) и
гемипелагических ( от 44 до 90%) формаций и, наоборот, снижается
распространенность (от 53 до 0% ) формаций пелагических [90].
В Тихом океане по сравнению с другими океанами широко
представлены карбонатные (43%), кремнистые (11%) и гляциаль-
но-морские (5%) осадки, а также красные глубоководные глины (10%
от общего объема осадков). В его разрезе практически отсутству-
ют битуминозные черные глины, сравнительно мало турбидитов
(8%) и серо-зеленых глубоководных глин (0,5%). Суммарный объем
всех типов глинистых осадков в этом океане минимальный (26%) по
сравнению с другими океанами. В Атлантическом океане, наоборот,
глинистые осадки слагают почти половину общего объема отложений
(49%), причем здесь гораздо шире, чем в других океанах, развиты
битуминозные черные глины (6%) и серо-зеленые глубоководные гли-
ны (5%). Отличительной чертой I сейсмического слоя осадков
Индийского океана является исключительно большой (27%) вклад
в строение его разреза преимущественно дельтовых турбидитов (реки
Инд, Ганг, Брахмапутра) и минимальный по сравнению с другими
океанами пай гляциально-морских (2%) и кремнистых (3%) осадков.
В Северном Ледовитом океане господствующим типом осадков являют-
ся гемипелагические глины (72%) при полном отсутствии осадков
пелагических [90].
Выделяются две группы океанов, отличающиеся друг от друга
по особенностям строения и литологического состава осадков [90].
Первая группа охватывает молодые океаны — Атлантический, Индий-
ский и Северный Ледовитый, а ко второй относится древний Тихий
океан. В молодых океанах гемипелагические осадки преобладают по
объему над пелагическими, глинистые формации — над карбонатными
при значительном вкладе турбидитов, мелководных морских отложе-
38
О 25 50 75 100 125 150
КАРБОНАТНЫЕ ОСАДКИ
50 75 100
J3 ,
150 МЛН
ЛЕТ
Рис. 9. Распределение относительных масс осадков океана как функции их возраста
океан
Рис. 10. Средняя распространенность важнейших типов осадков I сейсмического слоя
и фациальных условий их образования в Тихом, Атлантическом, Индийском и Север-
ном Ледовитом океанах
Мелководные морские отложения: 1 — карбонатные, 2 — песчано-глинистые, 3 —-
эвапориты; 4 — подводно-вулканогенные; гемипелагические осадки: 5 — карбонатные илы
и известняки, б — карбонатно-глинистые, 7 — глинистые; 8 — глинистые битуминозные;
9 — турбидиты, 10 — гляциально-морские, 11 — кремнистые илы (радиоляриевые и
диатомовые), 12 — вулканомиктовые глины, 13 — подводно-вулканогенные; пелагиче-
ские осадки: 14 — карбонатные илы и известняки, 15 — карбонатно-глинистые илы,
16 — серо-зеленые глины, 17 — красные глины, 18 — кремнистые илы (радиоляриевые
и диатомовые), 19 — границы отложений (я — между мелководными морскими и гемипела-
гическими, б — между гемипелагическими и пелагическими)
ний и сравнительно слабом развитии кремнистых илов, гляциально-
морских осадков и вулканитов. В континентальном обрамлении этих
океанов пассивные окраины резко преобладают над активными, В Ти-
хом океане проступают диаметрально противоположные особенности,
В его пределах пелагические осадки преобладают над гемипе-
лагическими, карбонатные формации — над глинистыми при не-
значительном вкладе турбидитов, мелководных морских отложений
и весьма широком распространении кремнистых илов, гляциально-
морских осадков и вулканитов.
Диспропорциям в строении осадочной оболочки Земли сопутству-
ют изменения в составе и распространенности слагающих ее форма-
ций, а также в фациальных условиях их образования при переходе
40
от одной глобальной зоны к другой. Эти изменения носят закономер-
ный характер, отчетливо прослеживаемый по данным табл. 8.
В пределах континентов шире, чем в других глобальных структур-
ных зонах, распространены терригенные породы (67% от общей массы
отложений), а карбонатные породы, наоборот, обладают наименьшей
распространенностью (16%). Преобладающими являются здесь условия
седиментации в мелководных внутриматериковых морях (71%), хотя
значительным развитием пользовались и континентальные обстановки
осадконакопления (15%), Роль глубоководных фаций в этой зоне ог-
раничена и пока не поддается количественной оценке. Среди вулка-
ногенных формаций преобладают подводные лавы (11%), но и вклад
наземных излияний достаточно велик (4%). Он заметно выше, чем
на окраинах континентов (3%), не говоря уже об океанах, где на-
земные вулканиты практически отсутствуют. В пределах окраин кон-
тинентов несколько снижается общая масса терригенных пород (61%)
при двукратном сокращении массы осадков континентальных фаций
(7%). Слегка возрастает вклад карбонатных осадков (17%) и под-
водных вулканитов (16%). Появляются глубоководные морские фации
(2%), В пелагиали океанов наблюдается дальнейшее снижение рас-
пространенности терригенных осадков (55%) при двукратном росте
карбонатных (34%) и пятикратном увеличении распространенности
кремнистых осадков (5%). Здесь практически исчезают отложе-
ния континентальных фаций и резко сокращается масса продук-
тов седиментации в мелководных морских условиях (6%). Господст-
вующее значение приобретают океанские гемипелагические (55%) и
пелагические (34%) условия седиментации.
Все эти изменения в самом общем виде иллюстрирует рис. 11,
построенный в сравнимых друг с другом единицах, а именно в процен-
тах от общей массы отложений. На левой его половине рассмотрен
общий баланс седиментации на континентах, их подводных окраинах
и океанах за последние 169 млн лет (от Jj по Nj), а на правой поло-
вине оценивается средняя распространенность фациальных обстано-
вок осадконакопления в пределах тех же глобальных структур. Гра-
фик количественно отражает ясно выраженную тенденцию к выклини-
ванию грубообломочных континентальных и мелководных морских
формаций и замещению их глубоководными, преимущественно глини-
стыми и карбонатными гемипелагическими и пелагическими осадка-
ми в направлении от континентов к океанам [91].
Существуют значительные расхождения между эмпирическими оцен-
ками объемов, масс и пропорций важнейших типов пород в осадоч-
ной оболочке и теоретическими подсчетами, исходящими из пред-
ставлений о геохимическом балансе, Принципы последних разрабо-
таны В. Мидом [191] и В.М, Гольдшмидтом [163], Результаты, полу-
ченные В, Гольдшмидтом, дали явно заниженные против непосредствен-
ных измерений величины общего объема и массы осадков (330 млн км3
и 0,82> 10м г соответственно). Вряд ли можно признать удачной
попытку Р. Гаррелса и Ф. Маккензи [156] усовершенствовать ме-
тод балансов. Геохимический баланс, рассчитанный ими по хлору
с учетом дополнительного вклада в вещество осадков вулканиче-
41
ских пород, дал вчетверо большие, чем у В. Гольдшмидта, величины
объема (1280 млн км*) и массы (3,20-1024г) осадков. Однако да-
же такой значительный прирост не ликвидировал противоречия Меж-
ду результатами непосредственных измерений и теоретических под-
счетов. Дело в том, что новые оценки Р. Гаррелса и Ф. Маккензи
охватывают объем и массу всех когда-либо существовавших осадков,
т.е. не только современную осадочную оболочку (неогей), но и бы-
лые, докембрийские стратисферы. Масса же докембрийских метамор-
физованных осадочных пород кристаллической части коры, по нашим
очень приблизительным подсчетам, составляет 8-1024 г, а вместе
с осадочной оболочкой суммарная масса осадочного вещества пла-
неты достигает 10,7-1024 г, т.е. в 3,5 раза превосходит массу,
установленную теоретическими расчетами Р. Гаррелса и Ф. Маккензи.
Велики также расхождения между теоретическими оценками, Ис-
ходящими из геохимического баланса, и данными непосредственных
измерений распространенности важнейших типов пород в осадочной
оболочке. Теоретические расчеты впервые выполненные в 1907 г.
В. Мидом [191], затем неоднократно повторявшиеся с теми или ины-
ми вариациями (табл. 9) многими другими исследователями [140, 156,
173, 185, 235, 239], якобы свидетельствуют о многократном пре-
обладании в строении осадочной оболочки глин и глинистых сланцев
(80%), ограниченном распространении песчаных пород (15%) и рез-
ко подчиненном значении карбонатных осадков (5%). Данные не-
посредственных измерений мощностей пород в естественных разре-
зах платформенных и геосинклинальных областей разных районов
мира [82, 182, 183, 185, 210] дали иные соотношения, смещенные
в сторону увеличения распространенности карбонатных и песчаных
пород за счет уменьшения распространенности глин (табл. 9).
Наши оценки, учитывающие отношения не только мощностей, но и
объемов пород во всей осадочной оболочке Земли, более или менее
согласуясь с эмпирическими результатами других авторов, вносят
в них заметные коррективы и охватывают вдвое больший набор типов
пород (см. табл. 6, 9). Они дают следующий ряд по степени
распространенности пород в осадочной оболочке Земли в целом:
глины и глинистые сланцы (44%) — песчаные породы (22%) — кар-
бонатные породы (18%) — вулканические породы (13%) — кремнистые
породы (2%) — эвапориты (1%).
Закономерности химического состава
осадочных пород оболочки
Наша работа опирается на огромный аналитический материал по
составам пород. В основу его положены результаты многолетних ис-
следований, полученные в Лаборатории геохимии осадочных пород
ГЕОХИ АН СССР по изучению химического состава важнейших типов
осадочных пород различных возрастных комплексов ряда крупных ре-
Рис 11 Средняя распространенность важнейших типов формаций верхнего мезозоя и
кайнозоя и фациальных условий их накопления в пределах континентов, их окраин и
океанов
43
Таблица 9
Сопоставление теоретических и эмпирических оценок
распространенности важнейших типов пород
в осадочной оболочке Земли. %
Типы пород Теоретические оценки
По В. Ми- ду [191] По Ф. Клар- ку [140] По А. Хол- мсу [173] По М. Хор- ну см [156] По Р. Гар- релсц и Ф. Маккензи [1561
Глины и глинис- тые сланцы 82 80 70 73 81
Песчаники 12 15 16 20 11
Карбонатные по- роды 6 5 14 7 8
Соли, гипсы, ангидриты — — — — —
Кремнистые по- роды — — — — —
Вулканические породы —- —
гионов Советского Союза. К ним относятся Русская, Сибирская и
Скифская платформы, Кавказская, Уральская и Карпатская геосинк-
линали и некоторые другие регионы [27, 41, 61, 79, 81 и др.]. К иссле-
дованию привлечены также результаты обобщающих работ по дру-
гим регионам СССР [1, 25, 28, 45, 63, 119 и др.] и ряда за-
зарубежных стран [171, 211, 223, 238 и др.]. Помимо этого инфор-
мация о составах пород заимствована нами из многих сотен книг,
сборников анализов и статей, опубликованных в периодических из-
даниях. В общей сложности в работе использовано 13 тыс. анали-
зов глин и сланцев, включая данные анализов 2100 средних проб,
составленных из 31000 образцов; 3000 анализов песчаных пород,
включая анализы 1783 средних проб, составленных из 50000 образ-
цов; около 5000 анализов карбонатных пород, включая 1000 анали-
зов средних проб из 22600 образцов. Использованы также результа-
ты анализов 28 средних проб сульфатов, составленных из 554 образ-
цов и 4315 анализов солей.
Средний состав эвапоритов платформ и складчатых зон конти-
нентов рассчитывался исходя из объемных соотношений солей и
сульфатов, равных 75:25 [37]. Для оценки среднего химического
состава солей, который принят одинаковым для галогенных отло-
жений платформ, геосинклиналей и орогенных областей, исполь-
зованы составы каменной соли, сильвинитов и карналлитовых пород,
заимствованные из банка данных В.И. Борисенкова по галогенным от-
ложениям СССР, преимущественно солей Непского бассейна (Восточ-
ная Сибирь) в сравнении с данными Ф. Стюарта [222]; всего исполь-
зовано 4315 анализов. Пропорция трех главных типов галогенных от-
44
Эмпирические оценки
По С. Лейту и В. Миду [185] По Ч. Шухе- рту [210] По Ф. Кюне- ну [183] По П. Кры- нину [182] По А.Б. Ронову (1989 г.)
Исключая вулканические породы Включая вул- канические по- роды
46 44 56 42 51,1 44,6
32 37 14 40 25,0 21,8
22 19 29 18 20,4 17,8
— — — —. 1,2 1,1
— — — — 2,3 2,0
— — — — 12,7
ложений принята по данным М.А. Жаркова [37] — приблизительно
99% галита и 1% солей К и Mg. Средний химический состав суль-
фатов рассчитан на основании данных для Русской и Скифской плат-
форм и Кавказской геосинклинали.
К работе привлечены новые данные о составе пород I сейсми-
ческого слоя океанов. В предыдущих оценках [54, 148] среднего
их химического состава использовались сведения преимущественно о
поверхностном слое океанских осадков. Лишь к одной из этих оце-
нок [54, 52] привлечены в какой-то части данные о более глубоких
горизонтах осадочного слоя.
Оценки, использованные в данной работе, опираются исключитель-
но на результаты изучения кернов глубоководного бурения по
проектам DSDP и IPOD [176]. При этом впервые получены сведе-
ния о средних составах важнейших типов осадков и выведены средние
составы совокупности этих осадков отдельно для каждого стратигра-
фического комплекса от верхней юры до квартера. В основу этих
оценок положен аналитический материал по химическому составу
океанских отложений, полученный при обработке кернов бурения и
опубликованный главным образом в научных отчетах по рейсам
бурового судна ’’Гломар Челленджер” [176], а также в отдель-
ных статьях и сборниках. Использованы также результаты геохими-
ческого изучения кернов 25 скважин глубоководного бурения, про-
водившегося в течение ряда лет в ГЕОХИ АН СССР А. А. Мигдисовым
и сотрудниками.
Аналитическая информация по химическому составу осадков I сей-
смического слоя Мирового океана систематизирована в виде базы
45
Таблица 10
Средние химические составим песчаных пород платформ, геосинклиналей и орогенных зон континентов
(по Н.В. Бредаиовой, А.А. Мигдисову, А.Б. Ронову, 1989)
Компоненты Платформы Г еосинклинали Орогенные зоны
I П 1 III I II III I II III
SiOj 75,74 72,75 66,73 70,64 68,64 70,74 75,70 58,48 60,90
TiO2 0,52 0,47 0,68 0,59 0,64 0,60 0,55 0,54 0,53
А120э 9,31 9,87 11,30 11,08 13,26 12,39 10,47 10,62 10,43
Fe2O3 1,81 2,41 1,94 1,54 2,25 1,71 1,50 2,06 2,15
FeO 2,50 1,35 2,32 2,95 2,64 2,60 1,50 2,06 2,14
MnO 0,081 0,059 0,051 0,067 0,085 0,081 0,079 0,129 0,078
MgO 1,26 1,60 1,44 1,94 1,97 1,81 1,48 2,16 2,31
CaO 1,17 2,80 3,56 2,05 2,50 1,73 1,72 9,73 8,57
Na2O 1,02 0,78 1,43 1,84 2,83 2,33 2,39 2,48 1,31
K2O 2,41 2,32 2,Н 2,53 2,13 2,20 2,47 1,73 1,77
P2Os 0,143 0,113 0,185 0,134 0,141 0,157 0,172 0,142 0,129
0,18 0,24 0,42 0,17 0,11 0,25 0,18 0,21 0,41
CO2 0,89 1,27 2,44 1,49 1,11 0,45 0,92 6,15 6,23
SO3 0,139 0,130 0,258 0,226 — 0,100 — 0,080 0,183
S2' 0,060 0,219 0,218 0,020 0,040 0,050 0,020 — —
H2O 2,76 3,62 4,91 2,73 2,88 2,80 0,85 3,43 2,86
Сумма 99,993 100,001 99,992 99,997 100,006 99,998 100,001 100,001 100,000
Число авали- 58 пр.из 268 пр. из 399 пр. из 69 пр. из 379 пр. из 347 пр. из — 175 пр. из 88 пр. из
зов средних 1657 обр. 9186 обр. 2738 обр. 2206 обр. 10784 обр. 4234 обр. 17224 обр. 1735 обр.
проб Число анали- 136 465 128 95 173 65 24 127 —
зов отдель-
ных образцов
Примечание. Здесь и в табл. II — все анализы пересчитаны на 100%. I — отложения верхнего протерозоя; II — отложения палеозоя;
III — отложения мезозоя и кайнозоя; пр. — пробы, обр. — образцы.
данных, что позволило вывести средние химические составы для гли-
нистых, песчано-алевритовых, кремнистых (>30% SiO2aM0p(t)), карбо-
натных (>60% СаСОз), терригенно-карбонатных (30—60% СаСОз)
и вулканомиктовых отложений для каждого стратиграфического ком-
плекса (Зз, Ki, К2, ₽ь Р2, Рз, Ni, N2, Q).
Большая часть этих типов пород входит в состав нескольких
групп формаций (пелагических, гемипелагических и относительно мел-
ководных морских), выделенных А. Б. Роновым, В.Е. Хаиным и
А.Н. Балуховским на литолого-палеогеографических картах океанов
[92].
При характеристике песчано-глинистых (терригенных) формаций
океана, включая также турбидитные и гляциально-морские отложения,
было сделано допущение, что они на одну треть представлены ве-
ществом песчано-алевритовых осадков, а на две трети — глинистых.
Данное допущение вытекает из факта существенно меньшей распрост-
раненности песчано-алевритовых осадков в отложениях океанической
области по сравнению с отложениями континентального блока.
В отличие от большинства стратиграфических комплексов осадоч-
ного слоя океана для различных типов четвертичных осадкор от-
сутствуют пока оценки объемной их распространенности. Имеются
лишь данные о соотношении отдельных типов поверхностных осадков
по площадям их распространения [96]. Площадные оценки для
тех же типов осадков плиоценового возраста, подстилающих четвер-
тичные, немногим отличаются, а порою даже совпадают с оценками
их объемной распространенности. Все это послужило основанием к
тому, чтобы условно принять для четвертичных осадков те же
соотношения пород, что и для плиоценовых.
В общей сложности при выведении среднего химического соста-
ва осадочной оболочки океанов использовано 3573 анализа, в том
числе 1122 анализа глинистых отложений, 136 — песчано-алеврито-
вых, 614 — терригенно-карбонатных, 1354 — карбонатных, 258 —
кремнистых и 89 анализов вулканомиктовых осадков.
При выведении средних химических составов каждого типа пород
мы стремились избежать ошибочных результатов, связанных с регио-
нальными (провинциальными) и геохронологическими вариациями сос-
тавов. С этой целью для каждой структурной зоны континентов
(платформы, геосинклинальные и орогенные области) и каждого стра-
тиграфического комплекса (верхний протерозой, палеозой, мезозой,
и кайнозой) учитывалась объемная распространенность пород. Эти
оценки в сочетании с аналитическими данными позволили вывести
взвешенные по объемам средние составы песчаников (табл. 10),
глин и сланцев (табл. 11), карбонатных пород (табл. 12) и эвапо-
ритов (табл. 13). Сведения об объемной распространенности пород
использованы также при выведении средних составов осадочного
чехла континентов, континентального блока в целом и океанов
(табл. 14—18).
В основу определения среднего химического состава осадочной
оболочки океанов были положены данные по объемной распространен-
ности важнейших типов осадков, подсчитанной по картам литологи-
47
Таблица 11
Средние химические составы глин и глинистых сланцев платформ, геосинклиналей и орогенных зон континентов
(по Н.В. Бредановой, А.А. Мигдисову, А.Б. Ронову, 1989)
Компоненты Платформы Геосинклияали Орогенные зоны
I II III I II III II III
SiOz 58,37 54,12 56,10 60,45 59,46 56,84 50,98 53,03
TiOz 0,73 0,93 0,88 0,91 0,74 0,77 0,71 0,79
А12О3 17,86 15,82 18,92 16,95 17,53 15,86 12,30 15,95
FezO3 3,51 3,53 2,39 2,39 2,76 3,78 4,23 3,61
FeO 2,38 1,97 2,13 4,83 3,80 2,47 2,20 2,69
MnO 0,100 0,094 0,093 0,171 0,140 0,112 0,142 0,078
MgO 2,17 2,85 2,00 3,01 2,38 2,59 4,34 2,82
CaO 1,03 3,58 2,58 2,41 1,82 3,66 8,90 5,94
Na2O 1,07 0,52 1,17 2,10 1,52 1,03 1,20 1,13
K2O 4,85 3,30 2,42 3,04 3,68 3,05 1,95 2,56
P2O5 0,118 0,315 0,129 0,166 0,130 0,184 0,243 0,142
Сорт. 0,54 1,44 1,26 0,42 0,70 0,53 1,03 1,05
CO2 — 5,56 1,10 _ 0,78 1,21 3,12 7,91 4,59
SO3 —• 0,25 0,38 0,05 0,05 0,52 0,102 0,349
S2’ 0,30 0,40 0,39 0,10 0,11 0,30 — —
H2O — 5,33 9,07 2,22 3,97 5,11 3,76 5,28
П. n. n. (6,97) (12,97) (12,19) (3,57) (6,04) (9,65) (12,802) (11,269)
Сумма 99,998 99,999 100,002 99,997 100,000 99,996 99,997 100,000
Число авали- 56 пр. 272 пр. 439 пр. 90 пр. 33 пр. 918 пр. из 46 пр. 142 пр.
зов средних из 1257 из 5816 из 5441 из 1353 из 448 16075 из 539 из 3617
проб обр. обр. обр. обр. обр. обр. обр. обр.
Число анали- 77 1762 2478 65 1019 851
зов отдель- ных образцов
Таблица 12
Средние химические составы карбонатных пород платформ, геосинклиналей и орогенных зон неогея континентов
(по Н.В. Бредановой, А.А. Мигдисову, А.Б. Ронову, 1989)
Компоненты Платформы Геосинклинали Орогенные зоны
I II III IV I II III IV II IV
SiO2 11,30 7,02 10,39 19,47 14,80 15,56 17,92 22,56 20,69 19,44
TiO2 0,07 0,08 0,14 0,20 0,12 0,11 0,24 0,27 0,15 0,33
А12Оз 1,15 1,42 2,62 3,32 2,21 1,35 3,83 3,99 2,69 4,89
РегОз 0,41 0,66 0,96 1,13 0,86 0,50 1,40 1,36 1,00 1,36
FeO 0,80 0,51 0,82 0,73 1,50 0,49 0,94 1,00 0,41 2,13
МпО 0,050 0,060 0,100 0,120 0,109 0,099 0,119 0,219 0,160 0,182
MgO 16,65 9,12 1,39 3,78 9,04 3,86 1,61 2,84 3,72 4,87
СаО 28,57 38,37 44,62 36,77 34,18 40,22 39,12 35,30 37,26 32,81
Na2O 0,20 0,10 0,26 0,44 0,25 0,45 0,54 0,30 0,42 0,39
К2О 0,62 0,35 0,50 0,66 0,54 0,62 0,79 0,82 0,37 0,78
Р2О5 0,030 0,100 0,070 0,180 0,070 0,109 0,109 0,095 0,070 0,153
Сорг. 0,09 0,12 1,11 0,82 0,29 0,41 0,12 0,22 0,11 0,22
38,63 38,52 34,40 30,59 35,15 34,58 30,51 27,26 31,96 28,77
SO3 0,030 1,140 0,310 0,090 0,089 0,436 0,218 0,199 — 0,190
S2’ — 0,180 0,440 — 0,149 0,099 0,318 0,169 — 0,199
Н2О 1,40 2,25 1,87 1,70 0,64 1,Н 2,22 3,40 1,00 3,29
Сумма 100,000 100,000 100,000 100,000 99,997 100,003 100,004 100,002 100,000 100,004
Число авали- 13 пр. из 257 пр. из • 120 пр. из 58 пр. из 45 пр. из 87 пр. из 306 пр. из 29 пр. из 46 пр. из 25 пр. из
зов средних 230 обр. 9951 обр. 1730 обр. 452 обр. 952 обр. 2060 обр. 5982 обр. 316 обр. 706 обр. 263 обр.
проб
Число авали- 935 1274 773 930
зов отдель-
ных образ-
цов
Примечание. I — отложения верхнего протерозоя; II — отложения палеозоя; III — отложения мезозоя; IV — отложения кайнозоя.
Таблица 13
Средние химические составы отложений солей
и сульфатов континентов
Компонен- ты Каменная соль Сильви- ниты Карнал- литы Окислы Сульфаты
Платформы Геосинкли- нали
Mg 0,036 0,061 3,35 SiO2 0,53 0,96
Са 0,41 0,40 0,26 А120з 0,07 0,07
Na 38,53 29,35 20,63 Fe2O2 0,08 0,20
к 0,14 12,18 9,68 FeO 0,01 0,09
so< 0,94 0,89 0,69 MnO 0,006 —
Cl 59,30 56,21 50,22 MgO 1,52 —
Н2О 0,18 0,27 14,88 CaO 38,67 34,74
Нераство- 0,46 0,64 0,29 Na2O 0,09 0,56
римый ос- K2O 0,04 0,31
таток P2O5 0,004 —
CO2 3,00 0,06
Сумма 99,996 100,001 100,00 SO3 52,23 46,30
Число ана- 2733 745 837 H2O 3,75 16,7}
ЛИЗОВ Сумма 100,000 100,00
16 пр. из 12 пр. из
309 обр. 245 обр.
Таблица 14
Объемы, массы и средний химический состав пород
осадочной толщи платформ континентов
Тилы пород Распрост- раненность, об. % Объем 10б км3 Масса. 1024 г SiO2
Пески и песчаники 21,3 50,0 0,118 70,82
Глины и глинистые сланцы 43,1 101,3 0,261 57,29
Карбонаты 28,8 67,7 0,177 9,28
Кремнистые породы 0,2 0,5 0,001 81,53
Эвапориты 2,9 6,8 0,016 0,35
Вулканические породы 3,7 8,7 0,025 50,85
Осадочная толща в целом (вклю- 100,0 235 0,598 44,52
чая эффузивы)
Осадочная толща в целом (исклю- чая эффузивы) 226 0,573 44,27
Типы пород Na2O К2О Р2О5 Сорг СО2
Пески и песчаники 1,09 2,25 0,150 0,37 1,70
Глины и глинистые сланцы 0,81 3,79 0,231 1Д4 2,50
Карбонаты 0,18 0,45 0,120 0,45 36,57
Кремнистые породы 0,36 1,13 0,034 — —
Эвапориты 38,77 0,25 0,001 — 0,76
Вулканические породы 3,15 1,70 0,353 — 0,16
Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) 1,87 2,31 0,179 0,70 12,00
Осадочная толща в целом (исклю- 1,82 2,34 0,171 0,73 12,45
чая эффузивы)
50
ческих формаций. Альтернативным явилось определение распростра-
ненности типов осадков I сейсмического слоя по частоте их встре-
чаемости в проанализированных кернах бурения и в колонках осад-
ков поверхностного слоя. Именно таким путем была получена в свое
время оценка среднего химического состава осадочного слоя океанов
А.П. Лисицыным и В.Н. Лукашиным [54, 52], которые статистически
усреднили данные по всей совокупности имевшихся в их распоряже-
нии анализов.
Сопоставление результатов оценок распространенности типов осад-
ков, полученных указанными двумя способами (табл. 19) выявляет
систематические их различия. Чаще всего при обработке кернов
глубоководного бурения анализировались карбонатные и глинисто-
карбонатные отложения. Вследствие этого оценка среднего химичес-
кого состава осадочного слоя, полученная методом статистической
обработки анализов кернов бурения каждого из стратиграфических
горизонтов, заметно отличается повышенной карбонатностью от оцен-
ки, основанной на учете объемной распространенности важнейших
типов пород для всех возрастных комплексов (табл. 20).
ТЮ2 А12Оэ Fe2Oj FeO MnO MgO CaO
0,570 10,36 2,10 1,97 0,060 1,48 2,81
0,877 17,26 3,46 2,18 0,099 2,58 2,67
0,100 1,83 0,73 0,64 0,072 7,51 38,47
0,350 7,17 2,00 0,73 0,016 0,92 1,14
— 0,07 0,03 0,01 0,001 0,46 10,10
1,717 15,02 3,93 6,73 0,165 5,90 8,16
0,592 10,74 2,30 1,79 0,081 3,82 13,43
0,547 10,59 2,24 1,61 0,077 3,74 13,62
SO3 S2- Cl F H2O -0= S, Cl2, f2 Сумма
0,062 0,227 0,091 0,039 4,00 0,149 100,00
0,067 0,502 0,132 0,072 4,65 0,310 100,00
0,484 0,146 0,075 0,039 2,96 0,106 100,00
0,175 0,130 — — 4,38 0,065 100,00
13,64 — 44,43 0,024 1,14 10,036 100,00
— 0,035 0,005 0,040 2,12 0,035 100,00
0,577 0,308 1,39 0,053 3,83 0,490 100,00
0,597 0,319 1,43 0,053 3,90 0,504 100,00
51
Таблица 15
Объемы, массы и средний химический состав пород
осадочной оболочки геосинклиналей континентов
Типы пород Распрост- раненность, об. % Объем 106 км3 Масса, 10м г SiO2
Пески и песчаники 22,2 95,5 0,214 69,20
Глины и глинистые сланцы 46,0 197,8 0,484 59,61
Карбонаты 10,7 46,0 0,114 17,18
Кремнистые породы 3,0 12,9 0,030 82,29
Эвапориты 0,1 0,4 0,001 0,46
Вулканические породы 18,0 77,4 0,213 53,90
Осадочная толща в целом (вклю- 100,0 430 1,056 56,79
чая эффузивы)
Осадочная толща в целом (исклю- 353 0,843 57,47
чая эффузивы)
Типы пород Na?O К2О Р2О5 Сор СО2
Пески и песчаники 2,44 2,22 0,144 0,20 1,05
Глины и глинистые сланцы 1,77 3,24 0,158 0,52 1,27
Карбонаты 0,46 0,71 0,105 0,25 32,32
Кремнистые породы 0,44 1,10 0,155 0,50 1,54
Эвапориты 38,90 0,32 — — 0,02
Вулканические породы 2,86 1,07 0,175 — 0,16
Осадочная толща в целом (вклю- 1,99 2,31 0,155 0,33 4,35
чая эффузивы)
Осадочная толща в целом (исклю- 1,77 2,55 0,147 0,40 5,26
чая эффузивы)
Т1О2 Д12О3 Ге20з FeO МпО MgO CaO
0,621 12,41 1,93 2,68 0,079 1,91 2,17
0,836 16,96 2,71 4,17 0,151 2,77 2,43
0,181 2,77 1,00 0,82 0,116 3,21 38,95
0,280 4,60 2,55 1,90 0,302 0,94 1,43
— 0,07 0,06 0,03 — 0,07 9,12
0,818 16,90 3,47 5,49 0,165 5,02 8,84
0,698 14,04 2,48 3,62 0,137 2,97 7,39
0,671 13,41 2,27 3,24 0,132 2,52 7,08
SO3 S2’ С1 F Н2О -О= S, С12, f2 Сумма
0,010 0,166 0,045 0,031 2,80 0,106 100,00
0,005 0,275 0,063 0,056 3,18 0,174 100,00
0,080 0,089 0,024 0,024 1,77 0,059 100,00
0,130 0,139 — — 1,77 0,066 100,00
12,15 — 44,43 0,024 4,38 10,034 100,00
0,020 0,043 0,021 0,040 1,05 0,042 100,00
0,033 0,185 0,090 0,042 2,52 0,130 100,00
0,033 0,216 0,095 0,043 2,84 0,147 100,00
Таблица 16
Объемы, массы и средний химический состав пород
осадочной оболочки орогенных зон континентов
Типы пород Распрост- раненность, об. % Объем 106 км3 Масса, Ю24 г SiO2 Т1О2 AI2O3 РегОз FeO МпО MgO СаО
Пески и песчаники 36,6 36,6 0,082 60,10 0,533 10,49 2,12 2,11 0,098 2,26 8,96
Глины и глинистые сланцы 44,9 44,9 0,111 52,79 0,782 15,45 3,69 2,62 0,088 3,04 6,36
Карбонаты 4,8 4,8 0,012 20,23 0,210 3,44 1,12 1,00 0,166 4,10 35,72
Кремнистые породы 0,1 0,1 0,0002 82,29 0,281 4,60 2,55 1,90 0,303 0,94 1,43
Эвапориты 0,6 0,6 0,001 0,46 — 0,07 0,06 0,03 — 0,07 9,12
Вулканические породы 13,0 13,0 0,035 62,51 0,613 15,99 2,50 3,03 0,112 2,70 5,09
Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) 100,0 100 0,241 54,88 0,642 13,03 2,81 2,39 0,100 2,74 8,57
Осадочная толща в целом (исклю- чая эффузивы) 87 0,206 53,73 0,641 12,58 2,86 2,30 0,096 2,75 9,08
52
53
Таблица 16 (окончание)
Типы пород Na2O К2О Р2О5 Сорг со2 SO3 S2~ Cl F H2O -0= S, Cl2, f2 Сумма
Пески и песчаники 1,70 1,76 0,133 0,34 6,20 0,010 0,166 0,045 0,031 3,05 0,106 100,00
Глины и глинистые сланцы 1,14 2,47 0,156 1,05 5,06 0,005 0,275 0,063 0,056 5,08 0,175 100,00
Карбонаты 0,41 0,51 0,097 0,22 30,85 0,080 0,089 0,024 0,024 1,77 0,060 100,00
Кремнистые породы 0,44 1,10 0,156 0,50 1,54 0,130 0,139 — — 1,77 0,069 100,00
Эвапориты 38,90 0,32 — — 0,02 12,15 — 44,43 0,024 4,38 10,034 100,00
Вулканические породы 3,48 2,49 0,176 — 0,16 0,020 0,043 0,021 0,040 1,05 0,043 100,00
Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) 1,84 2,10 0,147 0,61 6,04 0,085 0,194 0,315 0,043 3,65 0,186 100,00
Осадочная толща в целом (исклю- 1,60 2,05 0,142 0,70 6,92 0,096 0,217 0,364 0,043 4,04 0,209 100,00
чая эффузивы)
Таблица 17
Объем, масса и средний химический состав пород
осадочной толщи континентального блока земной коры
Типы пород Распрост- раненность, об. % Объем 106 км3 Масса, 1024 г SiO2
Пески и песчаники Глины и глинистые сланцы Карбонаты Кремнистые породы Соли, гипсы, ангидриты Вулканические породы Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) Осадочная толща в целом (исклю- чая эффузивы) 23,6 43,9 15,9 1,6 1,1 13,9 100,0 238,9 445,8 161,4 15,6 11,7 141,6 1015 873 0,543 1,106 0,410 0,035 0,028 0,391 2,51 2,12 67,62 57,85 12,73 82,25 0,38 54,55 51,82 51,26
Типы пород Na2O К2О Р2О5 Corg СО2
Пески и песчаники Глины и глинистые сланцы Карбонаты Кремнистые породы Соли, гипсы, ангидриты Вулканические породы Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) Осадочная толща в целом (исклю- чая эффузивы) 1,87 1,37 0,30 0,44 38,79 3,01 1,96 1,76 2,12 3,30 0,55 1,10 0,26 1,38 2,23 2,39 0,143 0,181 0,110 0,151 0,001 0,205 0,162 0,156 0,28 0,80 0,36 0,48 0,48 0,57 2,40 2,23 34,73 1,47 0,65 0,16 7,21 8,52
TiO2 А120з РбгОз FeO МпО MgO СаО
0,587 11,32 2,02 2,33 0,078 1,86 3,98
0,844 16,83 3,10 3,30 0,125 2,75 3,09
0,132 2,25 0,85 0,72 0,092 5,73 38,55
0,285 4,71 2,53 1,85 0,292 0,94 1,42
— 0,07 0,03 0,01 0,001 0,40 9,96
0,868 16,72 3,37 5,21 0,157 4,86 8,30
0,659 12,89 2,50 2,91 0,115 3,32 9,93
0,624 12,20 2,34 2,49 0,108 3,04 10,24
SO3 S2- С1 F Н2О -О= S, С12, f2 Сумма
0,025 0,184 0,059 0,033 3,21 0,119 100,00
0,025 0,348 0,085 0,061 3,93 0,219 100,00
0,314 0,122 0,053 0,033 2,46 0,086 100,00
0,132 0,139 — — 1,88 0,069 100,00
13,42 — 44,43 0,024 1,61 10,034 > 100,00
0,020 0,042 0,020 0,040 1,13 0,042 100,00
0,219 0,221 0,539 0,046 3,04 0,251 100,00
0,256 0,254 0,635 0,047 3,40 0,290 100,00
54
55
Таблица 18
Объем, масса и средний химический состав осадков
и осадочных пород I сейсмического слоя океанов
Типы осадков, пород Распрост- раненность, об. % Объем 106 км3 Масса, 1024 г S1O2
Песчано-глинистые 19,1 21,9 0,032 56,80
Глинистые 32,1 37,0 0,056 53,63
Карбонатно-глинистые 9,6 11,0 0,017 33,23
Карбонатные 28,7 33,0 0,050 8,69
Кремнистые 6,7 7,7 0,011 65,57
Эвапориты (соли, гипсы, ангидриты) 0,3 0,4 0,0006 0,38
Вулканомиктовые 1,5 1,7 0,004 55,73
Вулканические 2,0 2,3 0,006 50,20
Осадочная толща в целом (вклю- чая эффузивы) 100,0 115 0,177 39,72
Осадочная толща в целом (без эф фузивов) 113 0,171 39,34
Типы осадков, пород Na2O К2О Р2О5 Corg СО2
Песчано-глинистые 1,71 2,33 0,208 — 3,30
Глинистые 1,77 2,39 0,252 — 3,16
Карбонатно-глинистые 0,93 1,17 0,212 — 20,54
Карбонатные 0,41 0,36 0,120 — 36,96
Кремнистые 1,57 1,28 0,291 — 3,30
Эвапориты (соли, гипсы, 38,79 0,26 0,001 — 0,65
ангидриты)
Вулканомиктовые 2,82 1,77 0,192 — 1,40
Вулканические 2,41 0,19 0,140 — ——
Осадочная толща в целом (вклю- 1,43 1,51 0,198 0,11* 14,29
чая эффузивы)
Осадочная толща в целом (без 1,39 1,56 0,200 0,11 14,80
эффузивов)
* Данные приведены по В.Я.Троцюку [104].
** Данные приведены по А.А. Мигдисову, А.Б. Ронову, В,А. Гриненко [60],
Из табл. 20 видно, что все оценки химического состава осадоч-
ного слоя океанов, полученные методом статистического обобщения
аналитических данных, принципиально сходны друг с другом, но от-
личаются от наиболее достоверных оценок состава с учетом объемной
распространенности осадков. По-видимому, имеющиеся аналитические
данные, несмотря на пятикратный рост числа анализов за последнее
десятилетие, все еще не уравновешены и недостаточно адекватно от-
ражают средний состав всей массы кернового материала, полученно-
56
ТЮ2 А1гОз Fe2O2 FeO MnO MgO CaO
0,76 13,33 4,63 1,46 0,275 2,46 4,61
0,87 14,94 5,22 1,57 0,352 2,78 4,40
0,33 6,86 2,65 0,77 0,242 1,65 27,89
0,11 1,88 0,93 0,28 0,178 0,64 47,43
0,33 6,67 3,00 0,86 0,298 1,78 4,38
0,07 0,03 0,01 0,001 0,40 9,96
0,95 13,00 4,82 2,33 0,121 4,69 4,69
1,40 14,97 1,73 8,82 0,180 7,54 11,73
0,563 9,51 3,34 1,31 0,260 2,13 19,18
0,533 9,32 3,41 1,06 • 0,264 1,94 19,43
SO5 S” а F HjO O= S, Ch, Fj Сумма
I ||„'Ц II,! II 8,13 ЧЧ— 100,00
•и*. •иля- "ЧИП чип» 8,67 — 100,00
«п"ч» •ЧЧ-Ч 3,53 — 1ЧЧ 100,00
«г- ИГЧЧ» 2,01 4M> 100,00
’ ни ЧЧЯ1 W-l 10,67 100,00
13,42 44,43 0,024 1,61 10,036 100,00
114 TI МП-V wr, 7,49 100,00
«пип ч ЧЧЯ" гмч- 0,69 ЯЧЧЧ, 100,00
0,355** 0,038** 0,136 0,052 5,94 0,072 100,00
0,355 0,038 0,141 0,052 6,13 0,073 100,00
го при бурении в равных океанах, изученного литологически и учтен-
ного при подсчете объемов пород. Как наиболее достоверная нами
принимается распространенность пород, вычисленная по соотношениям
их объемов, Масса же аналитического материала позволяет дать
надежную характеристику химического состава отдельных типов осад-
ков разного возраста и с учетом данных об их объеме получить обосно-
ванную оценку среднего состава осадочной оболочки океанов.
Одни и те же типы осадочных пород отличаются друг от друга
57
Таблица 19
Распространенность важнейших типов пород осадочного слоя океанов
(в % от общего объема) по данным измерений объемов
(пересчитано по данным А.Б. Ронова и др. [90])
Стратиграфичес- кие комплексы Общий объем, тыс. км3 Песчано-гли- нистые Глинистые Глинисто-кар- бонатные
Четвертичный -15000 -29,1 -23,8 -9,4
Плиоценовый 13573 29,1 23,8 9,4
Миоценовый 27812 25,4 21,9 9,4
Олигоценовый 13725 14,7 25,4 15,8
Эоценовый 14933 10,3 40,7 15,6
Палеоценовый 4106 3,1 44,7 3,8
Верхний мел 15061 7,4 52,2 3,2
Нижний мел 8695 18,2 47,9 3,9
Верхняя юра 1175 1,2 2,33 14,9
* Исключены крупные объемы вулканогенных пород (419 тыс. км3) верхней юры Ат-
лантического океана (см. табл. 12), принадлежность которых к I сейсмическому
слою представляется сомнительной.
Таблица 20
Оценки среднего состава осадочной оболочки океанов
Исходный материал, способ получения оценки, автор, год, источник Число анализов SiOj TiOz АЬОз FeiOj
Средние составы типов осадков поверх- 28,5 0,4 8,1 5,0*
ностного слоя с учетом их площадной распространенности и относительной скорости накопления, А. Полдерварт, 1955 [203] Средние составы типов осадков с учетом 30 40,63 0,62 11,3 4,62
их площадной распространенности, А.Б. Ронов, А.А. Ярошевский, 1967 [96] Статистическая обработка анализов 1500 40,76 0,55 9,79 4,26
осадков поверхностного слоя, А.П. Ли- сицын, В.Н. Лукашин, 1978 [52] Статистическая обработка анализов кер- 669 32,96 0,52 7,96 4,64*
нов бурения, А.П. Лисицын, В.Н. Лука- шин, 1978 [52] Статистическая обработка анализов кер- 3775 35,78 0,44 7,71 3,49
нов глубокого бурения, по данным А.А. Мигдисова, В.С. Щербакова, Л.А. Щербаковой, 1988 г. Средние составы важнейших литологи- 3573 39,72 0,56 9,51 3,34
веских типов отложений, вскрытых буре- нием, с учетом их объемной распростра- ненности по данным А.А. Мигдисова, В.С. Щербакова, Л.А. Щербаковой, 1988 г. ♦Суммарное железо, пересчитанное на Ре2Оз
58
Карбонатные Кремнистые Вулканомик- товые Вулканогенные Эвапориты (со- ли, гипсы, ан- гидриты)
-24,1 -10,4 ~1,2 -2,0 —
24,1 10,4 1,2 2,0 —
29,8 8,3 1,1 3,9 0,2
35,7 4,9 1,9 1,6 —
24,2 7,2 г,о 1,0 —
41,9 1,4 0,7 4,4 —
32,2 2,2 2,3 0,5 —
21,3 2,2 2,7 3,8
55,8 4,8 —*
FeO МпО MgO СаО Na2O К2О Р2О5 СО2 П.п.п. Сумма
— 0,6 1,8 30,5 0,8 1,2 0,2 22,9 — 100,00
0,97 0,34 2,95 16,70 1,13 2,03 0,15 13,27 5,02 99,74
0,89 0,36 2,29 18,45 2,37 1,55 0,15 12,59 5,99 100,00
— 1,01 1,32 25,43 1,36 0,98 — — — —
Не опр. 0,22 1,63 24,11 1,07 1,34 0,21 — — —-
1,31 0,26 2,13 19,18 1,43 1,51 0,20 14,29 6,48 100,07
59
по своему среднему химическому составу в зависимости от геотек-
тонических условий их формирования и геологического возраста.
Эти отличия носят далеко не случайный характер и определяются
особенностями петрографического состава питающих провинций, раз-
ной интенсивностью выветривания и дифференциации исходного мате-
риала, фациальными обстановками его накопления и скоростями за-
хоронения в стабильных и мобильных зонах земной коры. Так, напри-
мер, в песчаных породах (см. табл. 10, 14—16) наблюдается после-
довательное снижение содержания SiOa в ряду структур от платформ
к геосинклиналям и орогенным прогибам (рис. 12). Это связано с
более глубоким выветриванием исходных материнских пород, первич-
но обогащенных кварцем (гранитоиды и гранито-гнейсы щитов) и
значительно более медленным захоронением продуктов выветривания
на платформах, чем в мобильных зонах. В том же ряду структур
убывает в песках и глинах (см. табл. 11, 14—16) количество КгО и
растет содержание MgO (рис. 12). Эти тенденции в значительной
мере связаны с составом пород питающих провинций, поскольку про-
дукты разрушения гранитоидов, сносившиеся со щитов преимущест-
венно на платформы, обогащены калиевым материалом (ортоклазом
и микроклином), тогда как производные разрушения основных и
ультраосновных эффузивов, обогащенных магнием, тяготеют преиму-
щественно к внутренним и орогенным поднятиям, питая магнием пес-
ки и глины мобильных зон. Карбонатные же породы этих зон (см.
табл. 12, 14—16) сравнительно бедны магнием, который характерен для
платформенных карбонатов, что определялось прежде всего благо-
приятными фациальными условиями накопления доломитов, преиму-
щественно в центральных пространствах платформенных мелководных
морей [71]. Значительные содержания Na2O в основных эффузивах
и достаточно широкое присутствие в них плагиоклазов предопреде-
лили обогащение натрием песков и глин геосинклиналей и в меньшей
степени орогенных областей в отличие от терригенных пород плат-
форм (см. рис. 12). В геосинклинальных песках и в особенности в
глинах и сланцах отмечается резко выраженный минимум содержаний
воды, определяющийся здесь наиболее интенсивным гравитационным
уплотнением пород и их сжатием в процессах складчатости. Для геосин-
клинальных песков и глин характерен также минимум в содержании
летучих компонентов.
Отличаются ли друг от друга средние составы всего комплекса
осадочных пород платформ, геосинклиналей, орогенных областей кон-
тинентов и пелагиали океанов? Ответ на этот вопрос дают табл. 14—
16, 18, в которых выведены средние составы осадочных комплек-
сов каждой структурной зоны, исходя из объемной распространенности
слагающих их литологических типов пород с учетом и без учета
присутствующих в разрезах эффузивов. Построенная по этим табли-
цам серия графиков наглядно иллюстрирует отличия в средних сос-
тавах осадочного чехла разных глобальных структур и показывает,
что эти отличия носят далеко не случайный характер. Так, например,
в ряду структурных зон от океанов к платформам, а затем к геосин-
клиналям континентов в осадках закономерно возрастает среднее со-
60
Рис. 13. Изменение среднего содержания SiOz и СаО и средней величины алюмокремне-
вого модуля в осадочной оболочке и в песчаных глинистых породах на профиле: океаны—
платформы континентов—геосинклинали континентов—орогенные области континентов
держание кремнезема (рис. 13). Однако вопреки ожиданию средняя
величина алюмо кремневого модуля (АЬОз/БЮг), являющегося мерой
интенсивности процессов дифференциации и разделения кремнезема
и глинозема в процессах литогенеза, остается в этом ряду струк-
тур практически неизменной. Величина же алюмокремниевого модуля
61
Рис. 13. Изменение среднего содержания SiOz и СаО и средней величины алюмокремне-
вого модуля в осадочной оболочке и в песчаных глинистых породах на профиле: океаны—
платформы континентов—геосинклинали континентов—орогенные области континентов
в слагающих эти комплексы глинах и песках колеблется в ряду
тех же структур в достаточно широких пределах. Эти факты дают
нам основания предположить, что процессы разделения SiOj и АЬОз,
проявляющиеся с различной интенсивностью в отдельно взятых типах
пород разных структурных зон континентов и океанов, как бы взаимно
компенсируются при рассмотрении всей совокупности терригенных
пород в каждой из глобальных зон осадочной оболочки Земли,
приходя в конечном счете к единому общему уровню средних зна-
чений AhOj/SiOz (см. рис. 13). Такая общепланетарная нивелировка
62
Рис. 14. Изменение среднего содержания MgO, К2О, NajO и средней величины отношения
FezOj/FeO на профиле: океаны—платформы континентов—геосинклинали континентов—
орогенные области континентов
результатов процессов дифференциации осадочного вещества носит,
по-видимому, глубокий смысл, который предстоит еще разгадать.
Из данных, приведенных в табл. 14—16, 18, видно, что количество
СаО в осадочных толщах последовательно нарастает в ряду структур
от мобильных зон континентов (геосинклинальных и орогенных про-
гибов) к стабильным зонам (платформам) и достигает максимума
в океанах, I сейсмический слой которых более чем вдвое богаче
кальцием, чем осадочные толщи мобильных областей континентов
(рис. 13). В противоположность этому среднее содержание MgO
минимально в осадках океанов и вдвое увеличивается в ряду структур
в направлении к платформам (рис. 14). Минимально также в осадоч-
63
25-
20
----1-----------1
Осадочная Осадочная
ОБОЛОЧКА | ОБОЛОЧКА
КОНТИНЕН- ОКСАНОЙ
ОСАДОЧНАй] ОсАДМНАя]
ОБОЛОЧКА I ОБОЛОЧКА I
КОНТИНЕН’ ОКЕАНОВ
ТОВ ТОЙ
Рис. 15. Сопоставление среднего содержания SiCh, Ре2Озобщ, NazO и КгО в осадочной
оболочке континентов и океанов
ной толще океанов содержание КзО и NaaO, которые более всего
накапливаются в геосинклинальных осадках (рис. 14). В сторону
океанов закономерно нарастает степень окисленности железа (рис. 14).
Дальнейшая генерализация данных позволяет нам сопоставить
друг с другом средний состав осадочной оболочки континентов
(см. табл. 17) и средний состав осадочного слоя океанов (см. табл. 18).
Обращают на себя внимание весьма значительные отличия в составе
этих двух частей стратисферы. Осадочная оболочка континентов го-
раздо богаче кремнеземом и железом, натрием, калием (рис. 15) и маг-
64
СаО.Х»
20 -
17.5-
15 -
12,5-
10-
7,5-
5 -
25-
n-------1_____,____I____
Осадочная Осадочная
ОБОЛОЧКА I ОБОЛОЧКА
континен- окоаноб
ТОО
Осадочная Осадочная!
ОБОЛОЧКА I ОБОЛОЧКА I
континян окелнов
ТОО
О
------1-----------1______я с -......1....—_______I_____.
Осадочная Осадочная 1 Осадочная Осадочная!
ОБОЛОЧКА I ОБОЛОЧКА ОБОЛОЧКА I ОБОЛОЧКА I
континентов октана континентов оксанов
Рис. 16. Сопоставление среднего содержания CaO, MgO и средних величин отношений
CaO/MgO и FejOj/FeO в осадочной оболочке континентов и океанов
нием (рис. 16), тогда как средний состав океанических осадков от-
личается почти вдвое более высоким содержанием кальция и втрое
большей величиной отношений CaO/MgO и РегОз/FeO (рис. 16).
Сравнение среднего состава осадочной оболочки Земли (табл. 21)
со средним составом гранитно-метаморфического слоя (см. табл. 39)
обнаруживает значительные различия между ними в содержаниях
летучих компонентов, щелочных земель и щелочей. Устанавливается
многократное обогащение пород стратисферы летучими (см. табл. 47).
В ней почти втрое выше, чем в гранитно-метаморфическом слое,
среднее содержание кальция и слегка повышенно среднее содержание
магния, и как следствие более высокая величина отношения CaO/MgO
«
5. Зак. 793
65
Таблица 21
Средний химический состав и массы (т) осадочной оболочки
континентов и океанов
Компо- Континентальный блок Океанический блок
ненты с эффузивами без эф< )узивов с эффузивами
мае. % | т, 1024 г мае. % т, 1024 г мае. % | т, 1024 г
SiO2 51,82 1,3022 51,26 1,0877 39,72 0,0703
TiO2 0,659 0,0166 0,624 0,0132 0,563 0,0010
АЬОз 12,89 0,3239 12,20 0,2588 9,51 0,0168
Fe2O3 2,50 0,0628 2,34 0,0496 3,34 0,0059
FeO 2,91 0,0731 2,49 0,0528 1,31 0,0023
MnO 0,115 0,0029 0,108 0,0023 0,260 0,00045
MgO 3,32 0,0834 3,04 0,0645 2,13 0,0038
CaO 9,93 0,2495 10,24 0,2172 19,18 0,0340
Na2O 1,96 0,0493 1,76 0,0373 1,43 0,0025
K2O 2,23 0,0560 2,39 0,0507 1,51 0,0027
P2O5 0,162 0,0041 0,156 0,0033 0,198 0,00034
Copr 0,48 0,0121 0,57 0,0121 0,11 0,00019
co2 7,21 0,1812 8,52 0,1808 14,29 0,0253
so3 0,219 0,0055 0,256 0,0054 0,355 0,00062
S2’ 0,221 0,0056 0,254 0,0054 0,038 0,00007
Cl 0,539 0,0135 0,635 0,0135 0,136 0,00024
F 0,046 0,0012 0,047 0,0010 0,052 0,00009
H2O 3,04 0,0764 3,40 0,0721 5,94 0,0105
-O=S, Cl2, 0,251 0,0063 0,290 , 0,0062 0,072 0,0001
F2
Сумма 100,00 2,5130 100,00 2,1215 100,00 0,1770
(рис. 17). В противоположность этому в осадочной оболочке Земли
почти в два раза ниже содержание NazO, заметно ниже содержание
К2О и соответственно меньше средняя величина отношения NajO/KzO.
Почти вдвое возрастает в стратисфере величина отношения FesOs/FeO,
на 15% снижается содержание SiOj и почти неизменной остается
величина алюмо кремневого модуля (см. рис. 17).
Таким образом, мы вправе утверждать, что фундаментальной
особенностью осадочных пород стратисферы является отчетливо выра-
женное отличие их состава от среднего состава пород гранито-ме-
таморфической оболочки континентального блока (см. табл. 21), кото-
рые являлись одним из главных источников вещества осадков (по
крайней мере для последних 1,6 млрд лет земной истории). Это
отличие прежде всего проявляется в резко повышенном содержании
в стратисфере и непосредственно с нею связанной гидросфере воды,
углекислоты, органического углерода, а также серы, хлора, фтора,
бора и других избыточных летучих, что рассматривается всеми гео-
66
Океанический блок
Осадочная оболочка Земли в целом
без эффузивов
с эффузивами
мае. % т, 1024 г
39,34 0,0673
0,533 0,00091
9,32 0,0159
3,41 0,0058
1,06 0,0018
0,264 0,00045
1,94 0,0033
19,43 0,0332
1,39 0,0024
1,56 0,0027
0,200 0,00034
0,11 0,00019
14,80 0,0253
0,355 0,00062
0,038 0,00006
0,141 0,00024
0,052 0,00009
6,13 0,0105
0,073 0,0001
100,00 0,1710
мае. % | т, 1024 г
51,02 1,3725
0,655 0,0176
12,67 0,3407
2,56 0,0687
2,80 0,0754
0,125 0,0034
3,24 0,0872
10,54 0,2835
1,92 0,0518
2,18 0,0587
0,164 0,0044
0,46 0,0123
7,68 0,2065
0,228 0,0061
0,209 0,0057
0,512 0,0137
0,046 0,0013
3,23 0,0869
0,239 0,0064
100,00 2,6900
без эф< >узивов
мае. % т, 1024 г
50,37 1,1550
0,617 0,0141
11,99 0,2747
2,42 0,0554
2,38 0,0546
0,120 0,0028
2,96 0,0678
10,92 0,2504
1,73 0,0397
2,33 0,0534
0,160 0,0036
0,54 0,0123
8,99 0,2061
0,263 0,0060
0,238 0,0055
0,598 0,0137
0,047 0,0011
3,60 0,0826
0,273 0,0063
100,00 2,2925
химиками как указание на непосредственное выделение из мантии в
процессе дегазации [20, 22, 163,208].
Другой важной особенностью состава осадочных пород стратисфе-
ры является высокое содержание в них кальция, что до сих пор ос-
тается самой загадочной чертой геохимии поверхностных оболочек.
Несколько завышено в стратисфере и содержание MgO. Весьма ха-
рактерно также заниженное содержание натрия и калия и слегка
сдвинутое в пользу калия отношение натрия к калию. Окислительные
условия на земной поверхности определяют более высокое отношение
FejOj/FeO в осадочных породах (рис. 17), а также повышенное
содержание в них сульфатной серы. Ничтожный рост величины алюмо-
кремневого модуля в стратисфере по сравнению с гранито-метамор-
фическим слоем свидетельствует о том, что постоянство отношения
глинозема к кремнезему, установленное для осадочной оболочки
океанов и континентов (см. рис. 13), унаследовано от гранитно-
метаморфического слоя.
67
CaO
CaO,%
12-
MgO CaO/MgO
MgO,/. CaO/MgO
-4-1 L 4 _
Грлнито-|Стрлтисф7
METAMnpCpI pfi
СЛОЙ
-- »......r- -<______,
ГрАНИЮ- СТрАТИС(рЕ
МЕТАМОРф.1 pA I
СЛОЙ
Рис. 17. Сопоставление средних содержаний SiO2, Na2O, К2О, CaO, MgO и средних ве-
личин отношений РегОз/РеО, AI2O3/S1O2, NaaO/KaO и CaO/MgO в осадочной оболочке
Земли и гранито-метаморфическом слое
а значения, полученные в данной работе: б — значения, полученные в работе [97]
68
Глобальные закономерности распределения
вулканических пород в осадочной оболочке
Преобладающая часть вулканитов континентального блока сосредо-
точена на континентах (табл. 22, рис. 18), где общий их объем
в два с лищним раза больше, чем на континентальных окраинах
(93'106 км1 против 42106 км1). Наиболее интенсивный вулканизм был
приурочен к геосинклиналям, в которых сосредоточено 80% общего
объема вулканитов, На орогенные области приходится всего лишь 12%,
а ИВ платформы — 8%. Следовательно, интенсивность проявления
вулканизма в неогее, выраженная в единицах объема вулканических
пород, была в 12 раз выше в тектонически мобильных зонах, чем в
стабильных областях [77].
Вулканические породы геосинклиналей представлены двумя груп-
пами формаций — спилит-кератофировой и базальт-андезит-липари-
товой, Подсчеты показывают, что преобладающим типом пород среди
них ЯВЛЯЮТСЯ базальты, слагающие 61% общего объема вулканитов,
На андезиты приходится 33%, а на кислые разности пород — не
более 6%. На платформах распространены трапповые и щелочно-
оливин-базальтовые фармации. Количество базальтов здесь выше, чем
р Геосинклиналях (81%). Более высока также распространенность
кислых дав (П%) и весьма незначительно количество андезитов (8%).
Орогенные области континентов и их окраин коренным образом отли-
чаются ОТ геосинклинальных и платформенных областей. В их пределах
обнаружено преобладание риолитовых (49%) и андезитовых (34%)
ПРОИЗВОДНЫХ, тогда как на базальтовые разности приходится лишь
17% общего объема излияний.
Более детальная схема распределения типов вулканогенных пород
среди продуктов подводных и наземных излияний неогея дана на
рис. 19, Из нее прежде всего видно, что общий объем вулканитов,
образовавшихся на континентальном блоке в подводных условиях
(103,3* 10е км5), в три с лишним раза превышает объем продуктов
наземного вулканизма (31,9-106 км3). В геосинклинальных областях
континентов и их окраин среди подводных излияний преобладают ба-
зальты (65%). Андезиты слагают около 1/3 общего объема вулканитов со
слабо выраженной тенденцией К росту в сторону шельфов и матери-
ковых склонов, а риолиты играют ничтожную роль (4%), причем их
количество убывает к окраинам континентов (2%). Для продуктов
наземного вулканизма платформ характерно господство базальтов
(§1%) при подчиненном развитии андезитов и риолитов, тогда как
В геосинклиналях и орогенных областях устанавливаются обратные
Соотношения! подчиненным базальтам противостоят гораздо более
распространенные андезиты и риолиты. Количество последних в оро-
генных областях континентов достигает 50%.
В самом общем виде намеченные тенденции отображены на рис. 20.
Из левой его половины, как и следовало ожидать, видно, что про-
цент подводных вулканитов растет от континентов к океанам, а
наземных, наоборот, падает в этом направлении. Правая половина
графика показывает, что в ряду глобальных структур от континен-
69
КОНТИНЕНТЫ
V=93,1 • 10 W
ШЕЛЬФЫ
РИОАИТЫ
Андезиты
И МАТЕРИКОВЫЕ СКЛОНЫ
V=42,2T06km3
Геосинклинали континентов
V-72.A toW
Платформы континентов
V = 8,3 106kmj
Базальты
базальты
РИОЛИТЫ
Ч О о
Андезиты
Базальты
31’4
Орогены
+ Риолиты
W 177.
Риолиты
Андезиты Ь7.
Аидои
У.<ТЫМ7
РИОЛИТЫ
+ 12%
базальты
61
Андезиты
35 7.
Андезиты
35 7
Андезиты
33 /
63%
базальты
60%
Рис. 18. Распределение объемов и распространенности базальтов, андезитов и риолитов в пределах основных структурных зон
континентов и их окраин (по [77])
57%
Платформы
ШЕЛЬФОВ ,
Vs 2,1 ЮЧйГ
Орогены шельфов
V=A,6-106kms
КОНТИНЕНТОВ
V=124 J06KM;
Андегнты
БиальткК о %/,./
АТ/. х эч L
+ Риолиты
+ 497.
Геосинклинали
ШЕЛЬФОВ , ,
У=35,5-Ю км'
БАЗАЛЬТЫ
ПОДВОДНЫЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ ПОРОДЫ (ЮЗ,5-Ю%м’)
Геосинклинали континентов
V» 66,8- ю W
Геосинклиндли КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
V»H3-«6kms
Орогенные оьллсти
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
УМ,5-Ю*кмэ
Базальты /Vx
47%,
Риолиты’\° 2АЛндезиты
17. 52%
Наземные вулканогенные
ПОРОДЫ (31,9Ю*км*)
Платформы континентов
Платформы континен-
Геосинклинлли
Орогенные области
континентов
V=11,5-10W
тальных окраин
У=2,2Юкм’
67,
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ
ОКРАИН
V=^-10‘km3
БаэадьтыХо^х
PhokhtmVJjT '•
Орогенные области
континентальных ркьлин
У-3,1-106км’
Рис. 19. Объемы и распространенность базальтов, андезитов и риолитов в подводных и наземных сериях излияний в пределах
основных структурных эон континентов и их окраин (по [77])
Таблица 22
Объемы и распространенность базальтов, андезитов и риолитов
в осадочной оболочке геотектонических структур континентов,
континентальных окраин н океанов,
а также во II сейсмическом слое дна океанов (по [77])
Глобальные структуры Стратигра- фический интервал Г еотектонические структуры Общий объем отло- жений, 106 км3 Общая масса отложений, 1021 г
Континенты* R,-N, Платформы 221,3 544
Геосинклинали 402,8 1007
Орогенные области 95,2 237
Сумма или среднее 719,3 1786
Континенты J3-N2 Платформы 61,5 151
Геосинклинали 78,9 199
Орогенные области 45,0 111
Сумма или среднее 185,4 461
Шельфы и матери- J3-N2 Платформы 61,5 150
ковый склон** *** Геосинклинали 83,2 211
Орогенные области 33,7 82
Сумма или среднее 178,4 443
Континентальный J3-N2 Платформы 123,0 301
блок в целом Геосинклинали 162,1 410
Орогенные области 78,7 193
Сумма или среднее 363,8 904
I сейсмический слой J3—№ 99,9 178
Осадочная оболочка Земли в целом J3—N2 463,7 1082
Вулканические ос- J3—Q 12,5 35
трова, подводные горы, плато и хреб- ты Мирового океана II сейсмический слой J3—Q 506 1417
океанов
Континенты, конти- R.-Q 1648 4172
нентальные окраины
и дно океанов
* Исключая Антарктиду.
** Общий объем вулканитов шельфов и материковых склонов для всего фанерозоя оце-
ниваются приблизительно в 42,2106 км3.
*** Щелочные базальты.
72
Подводно-вулканогенные формации
Базальты Андезиты Риолиты Всего
Объем, 106 км3 % Объем, 106 км3 % Объем, 106 км3 % Объем, 106 км3 % от об- щего объ- ема отло- жений
— — —
43,74 65,5 20,64 30,9 2,42 3,6 66,80 16,6
0,23 26,4 0,40 46,0 0,24 27,6 0,87 0,9
43,97 65,0 21,04 31,1 2,66 3,9 67,67 9,4
— — — — — — —
8,51 66,1 4,18 32,5 0,18 1,4 12,87 16,3
0,12 70,6 0,03 17,6 0,02 11,8 0,17 0,4
8,63 66,2 4,21 32,3 0,20 1,5 13,04 7,0
— — — — — — — —
15,75 64,7 8,22 33,5 0,53 2,2 24,50 29,4
0,48 47,0 0,53 52,0 0,01 1,0 1,02 3,0
16,23 62,8 8,75 35,0 0,54 2,2 25,52 14,3
— — — — — — —
24,26 64,9 12,40 33,2 0,71 1,9 37,37 23,0
0,60 50,4 0,56 47,1 0,03 2,5 1,19 1,5
24,86 64,5 12,96 33,6 0,74 1,9 38,56 10,6
2,03 64,9 0,76 24,3 0,34 10,8 3,13 3,1
26,89 64,5 13,72 32,9 1,08 2,6 41,69 9,0
12,5*** 100 — — — — 12,5 100
496 98 10 2 __ — 506 100
577 92,3 44 7,0 4 0,7 625 37,9
Таблица 22 (продолжение)
Глобальные структуры Стратигра- фический интервал Геотектонические структуры Наземно-вулканогенные формации
Базальты
Объем, 10® км3 %
Континенты* Ri—N2 Платформы Геосинклинали Орогенные области Сумма или среднее 6,73 0,66 1,85 9,24 81,2 11,8 16,1 36,4
Континенты J3-N2 Платформы 3,07 84,8
Геосинклинали 0,17 5,8
Орогенные области 1,29 22,4
Сумма или среднее 4,53 36,8
Шельфы и матери- j3-n2 Платформы 1,27 80,9
ковый склон** Геосинклинали 0,11 13,1
Орогенные области 0,54 24,7
Сумма или среднее 1,92 41,5
Континентальный j3-n2 Платформы 4,34 83,6
блок в целом Геосинклинали 0,28 7,4
Орогенные области 1,83 23,0
Сумма или среднее 6,45 38,2
I сейсмический слой j3-n2 0,14 93,3
океанов
Осадочная оболочка Земли в целом j3-n2 6,59 38,6
Вулканические ос- J3-Q — —
трова, подводные горы, плато и хреб- ты Мирового океана II сейсмический слой J3—Q
океанов Континенты, конти- нентальные окраины и дно океанов Ri-Q 12,1 37,7
тов к океанам увеличивается вклад базальтов, сходит на нет рас-
пространенность риолитов, а количество андезитов, несколько увели-
чиваясь от континентов к их окраинам, резко убывает к пелагиа-
ли океанов [77].
К концу мезозоя и к кайнозою относится грандиозная вспышка
вулканической деятельности на океанах, приведшая к образованию
II сейсмического (базальтового) слоя. Согласно приближенным под-
счетам [88], суммарный объем океанических толеитовых базаль-
тов составляет 506*10б км3. Совместно с вулканическими породами
I сейсмического слоя (3,3-106 км3) и щелочными базальтами островов,
74
Наземно-вулканогенные формации
Андезиты Риолиты Всего
Объем, 10б км3 % Объем, 106 км3 ' % Объем, 10s км3 % от общего объема отло- жений
0,62 7,5 0,94 11,3 8,29 3,7
3,17 56,5 1,78 31,7 5,61 1,4
3,87 33,6 5,80 50,3 11,52 12,1
7,66 30,1 8,52 33,5 25,42 3,5
0,12 3,3 0,43 11,9 3,62 5,9
2,29 72,4 0,46 15,8 2,92 3,7
1,71 29,7 2,76 47,9 5,76 12,8
4,12 33,5 3,65 29,7 12,30 6,6
0,09 5,7 0,21 13,4 1,57 2,5
0,66 78,6 0,07 8,3 29,7 0,84 1,0
1,00 45,6 0,65 2,19 6,5
1,75 38,3 0,93 20,2 4,60 2,6
0,21 4,1 0,64 12,3 5,19 4,2
2,95 78,5 0,53 14,1 3,76 2,3 10,1
2,71 34,1 3,41 42,9 7,95
5,87 34,7 4,58 27,1 16,90 4,6
0.01 6,7 — — 0,15 0,2
5,88 34,5 4,58 26,9 17,05 3,7
10,2 31,8 9,8 30,5 32,1 1,9
подводных гор, плато и хребтов океанов (12,5-106 км3) общий объем
вулканических излияний на океанах достиг за период времени
Js—Q 522-106 км3 (см. рис. 21, табл. 22). Он в 20 раз превосхо-
дит общий объем синхронных вулканитов континентов (26-10* км3), в
9 раз — объем вулканических пород L—N2 континентального блока
в целом (5610* км3) и почти вчетверо больше общего объема
вулканических формаций всего неогея континентов и их окраин,
вместе взятых (135-10б км3).
Господствующим типом вулканических пород в океанах являются
базальты. Статистическая обработка данных химических анализов
75
Таблица 22 (окончание)
Глобальные структуры Стратигра- фический Геотектонические структуры Совокупность вулкани- ческих формаций
интервал Базальты
Объем, 10’ км3 %
Континенты* r.-n2 Платформы Геосинклинали Орогенные области Сумма или среднее 6,73 44,40 2,08 53,21 81,2 61,3 16,8 57,2
Континенты j3-n2 Платформы Геосинклинали Орогенные области Сумма или среднее 3,07 8,68 1,41 13,16 84.8 55,0 23,8 51,9
Шельфы и матери- ковый склон** j3-n2 Платформы Геосинклинали Орогенные области Сумма или среднее 1,27 15,86 1,02 18,15 80,9 62,6 31,7 60,3
Континентальный блох в целом J3-—N2 Платформы Геосинклинали Орогенные области Сумма или среднее 4,34 24,54 2,43 31,31 83,0 59,7 26,6 56,5
I сейсмический слой Дз—N? океанов Осадочная оболочка Jj—№ Земли в целом Вулканические ос- Jj—Q трова, подводные горы, плато и хреб- ты Мирового океана II сейсмический Дз—Q океанов Континенты, конти- Ri—Q нентальные окраины и дно океанов 2,17 33,48 12,5 496 589,1 66,2 57,0 100 98 89,7
пород океанических вулканических серий [125] показала, что да эффу-
зивы андезитового (трахидадитовогр) состава приходится менее 1% их
общего количества.
Суммируя данные по объемам вулканитов континентального блока
и океанов (включая II сейсмический слой), как это сделано на
центральной окружности графика (см. рис. 21), убеждаемся в том, что
господствующим типом эффузивного вулканизма на неогейском этапе
истории Земли был базальтовый, на долю которого приходится почти
90% общего объема вулканических пород. Андезитовый же вулканизм
играл в общем подчиненную роль (8%), а кислая риолит-липаритовая
76
Совокупность вулканических формаций
Андезиты Риолиты Всего
Объем, 106 км3 % Объем, 106 км3 % Объем, 10s км3 % от общего объема отло- жений
0,62 23,81 7,5 0,94 11,3 8,29 3,7
32,9 4,20 5,8 72,41 18,0
4,27 28,70 34,5 6,04 48,7 12,39 13,0
30,8 11,18 12,0 93,09 12,9
0,12 3,3 0,43 11,9 3,62 5,9
6,42 41,0 0,64 4,0 15,79 20,0
1,74 29,3 2,78 46,9 5,93 13,2
8,33 32,9 3,85 15,2 25,34 13,7
0,09 5,7 0,21 13,4 1,57 2,5
8,88 35,0 0,60 2,4 25,34 30,4
1,53 47,7 0,66 20,6 3,21 9,5
10,50 34,9 1,47 4,9 30,12 16,9
0,21 4,1 0,64 12,3 5,19 4,2
15,35 37,3 1,24 3,0 41,13 25,4
3,27 35,8 3,44 37,6 9,14 11,6
18,83 33,9 5,32 9,6 55,46 15,2
0,77 23,5 0,34 10,3 3,28 3,3
19,60 33,4 5,66 9,6 58,74 12,7
— — — — 12,5 100
54,2 8,2 13,8
— 506 100
2,1 657,1 39,9
вулканическая деятельность представляла собой в глобальном масш-
табе экзотическое явление (2%).
Устанавливаются определенные закономерности в распределении
во времени объемов излияний базальтов, андезитов и риолитов в
осадочной оболочке континентов. Рассматривая эту оболочку в це-
лом, нетрудно увидеть периодическую повторяемость максимумов и
минимумов объемов излияний в течение каледонского, герцинского
и альпийского тектонических циклов (рис. 22). Максимумы излияний
тяготеют к срединным стадиям циклов, а минимумы — к начальным и
конечным их стадиям. Наибольшие объемы излияний для подав-
77
от общего
объем»
б^лкАниив
Типы ПОРОД
Условия ВУЛКАНИЧЕСКОЙ
ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
Рис. 20. Изменение условий вулканической деятельности и распределение важнейших
типов вулканических пород в пределах континентов, их окраин и океанов (по [77])
ляющего большинства эпох присущи базальтам, затем следуют анде-
зиты и наименьшие объемы обнаруживают риолиты. В каледонском
цикле максимумы объемов излияний совпадают во времени у всех
трех типов вулканитов и приходятся на средний ордовик. В герцинс-
ком цикле максимумы излияний совпадают у базальтов и андезитов
и приурочены к раннему карбону, а наиболее интенсивные излияния
риолитов сдвинуты к ранней перми. В альпийском же цикле базальты
образуют пик в раннем мелу, тогда как андезиты и риолиты — в позднем
мелу.
Этот периодический характер распределения объемов главных ти-
пов вулканитов континентов по стадиям тектонических циклов зада-
ется геосинклинальной вулканической деятельностью (рис. 23), интен-
сивность которой, как уже отмечалось выше, была гораздо большей,
чем в орогенных областях и на платформах. Распределение макси-
мумов и минимумов базальтового и андезитового вулканизма в гео-
синклиналях повторяет общую схему (см. рис. 22). От нее отклоняются
лишь риолиты, обнаруживающие в герцинском цикле максимум излия-
ний в Dj, а не в Pi, и отсутствие такового в альпийском цикле.
Периодический ритм излияний прослеживается и в орогенных об-
ластях (рис. 24). В отличие от геосинклиналей здесь преобладают
продукты риолитовых и андезитовых излияний, а базальты, за исклю-
чением миоцена, являются подчиненным типом пород. Периодическая
повторяемость отличается более сложным характером, чем в геосин-
клиналях. Максимальные объемы излияний приурочены не только к на-
78
Вулканиты континентального блока
И ОКЕАНОВ
V= 657-10 км*
Рис. 21. Глобальная распространенность базальтов, андезитов и риолитов неогея (по [77])
Вулканиты континентального блока
V=1351OW
—570-------505------438-408 — 360 ------ 286 —245-208------144 -------66 ---24-1,6-*-
Адсолютное время, млн лет
Рис. 22. Распределение во времени объемов фанерозойских базальтов, андезитов риоли-
тов в осадочной оболочке континентов
чальным и конечным стадиям циклов, но и к срединной стадии в аль-
пийском цикле (Кг).
Эти значительные (и закономерные) колебания и абсолютной, и
относительной массы вулканитов различного химического состава де-
лают некорректным использование количественных параметров вулка-
низма какой-либо отдельной эпохи для характеристики закономернос-
тей вулканизма в целом. В частности, очевидно, что статистика ана-
лизов базальтов, андезитов, дацитов и риолитов кайнозойского вулка-
низма орогенных зон А. Юарта [153], неплохо согласующаяся с объем-
ными измерениями, никак не может рассматриватья как характеристи-
ка орогенного вулканизма всего неогея.
80
Каледонский цикл Герцинскии цикл Альпийский цикл
-570 — 505 - «8 408 2,60 286 245 208 144 6b 24 16
Абсолютное бремя млн лет
Рис 23 Распределение во времени объемов фанерозойских базальтов, андезитов и
риолитов в осадочных толщах геосинклиналей континентов
Следы периодичности едва улавливаются для платформенных вул-
канитов (рис, 25). Вулканическая активность слабо проявилась здесь
в каледонском и герцинском циклах. Резкая вспышка базальтового
вулканизма произошла в начале альпийского цикла в раннем триасе и
ранней юре. Более скромные максимумы отмечаются в раннем мелу и
миоцене. Вспышки риолитового и андезитового вулканизма прослежи-
ваются в поздней юре. Второе, весьма незначительное усиление рио-
литовой вулканической деятельности произошло в позднем мелу. Во
все остальные эпохи фанерозоя интенсивность риолитового и андези-
тового вулканизма была ничтожной
6 Зак 793
81
Каледонским цикл Герцинский цикл
Альпийским цикл
900-j
850-
800 -
750-
700-
650-
-> 600-
gj 550-
500-
&
450-
§
5 400-
§ 350-
§
|300-
Э 250-
£ 200-
ca
150-
100-
50-
0 -
— 570---505——438-408----360---286— 245— 208--144 ----66 — 24-1,6—-
Абсолютное время, млн лет
Рис. 24. Распределение во времени объемов фанерозойских базальтов, андезитов и
риолитов в осадочных толщах орогенных областей континентов
Закономерности химического состава вулканических пород
осадочной оболочки
К настоящему времени опубликованы многочисленные сводки хими-
ческих анализов вулканических пород земного шара; объем выборки
исчисляется десятками тысяч. В этой работе при выведении средних
цифр мы использовали рассчитанные различными авторами средние
оценки, исключая лишь некоторые, которые по тем или иным пара-
метрам заметно отличаются от остальных; чаще всего причиной таких
отличий является использование различных схем классификаций или
неоднозначность формационной принадлежности включенных в обра-
82
Абсолютное бремя, млн лет
Рис. 25. Распределение во времени объемов фанерозойских базальтов, андезитов и
риолитово в осадочных толщах континентальных платформ
ботку пород. Использованные нами исходные материалы сведены в
табл. 26—37. В большинстве случаев невозможно точно указать
число вошедших в общую выборку анализов, так как, несомненно,
многие первичные анализы были включены в несколько сводок и
тем самым оказываются неоднократно учтенными в этих средних.
Оценки средних составов платобазальтов и долеритов траппо-
вой формации континентальных платформ (табл. 23) мало отличаются
друг от друга и рассчитанный на их основе средний химический со-
став (как среднеарифметический из семи средних) надо считать
устойчивой характеристикой базальтов этой формации.
В последние годы опубликовано несколько сводок по химическо-
му составу субщелочных (в соответствии с номенклатурой Петрогра-
фического комитета [44]) оливиновых базальтов континентальных
формаций (табл. 24). При расчете среднего состава (как средне-
арифметического из семи средних) учитывался средний состав всех
вулканических пород Русской платформы [97], для которой не
83
Таблица 23
Средние химические составы долеритов и платобазальтов трапповой формации
платформ континентов, мае.%
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7
S1O2 50,59 50,04 51,89 50,97 51,33 49,36 49,98
Т1О2 1,59 1,50 1,72 1,61 1,43 1,49 1,57
А12О, 14,68 15,43 16,12 15,77 15,49 15,72 15,26
Fe2O3 3,79 3,23 5,25 4,23 2,99 4,48 —
FeO 8,12 9,47 7,14 8,32 8,44 8,06 12.37*
MnO 0,32 0,20 0,18 0,19 0,19 0,20 0,21
MgO 7,04 6,32 4,80 5,56 6,82 6,77 6,44
CaO 9,84 10,64 8,37 9,51 9,38 10.75 10,75
Na2O 2,68 2,26 3,02 2,63 2,61 2,29 2,45
K2O 0,98 0,76 1,36 1,06 1,05 0,70 0,76
P2OS 0,37 0,15 0,15 0,15 0,27 0,18 0,21
n 20 258 90 600 758 ? 619
1 — долериты по Дэли [144]: 2 — траппы древних платформ и 3 — траппы молодых
платформ по Кутолину [1972][49]; 4 — траппы и платобазальты платформ по А.Б. Ронову
и А.А. Ярошевскому (1976) [97]; 5 — долериты по П. Ле-Мэтру (1976) [186]; 6 — толеиты
трапповой формации по Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 7 — средневзвешенный состав силлов
долеритов Сибирской платформы по А.А. Ярошевскому, Е.Н. Коптеву-Дворникову и
Б.С. Кирееву, 1985 г.
♦Здесь и далее — суммарное железо, пересчитанное на FeO.
Примечание. Здесь и далее все анализы пересчитаны на 100% — число анализов;
знак вопроса указывает на отсутствие информации.
Таблица 24
Средние химические составы субщелочных оливиновых базальтов
платформ континентов, мае.%
Компо- ненты I 2 3 4 5 6 7
SiO2 48,92 48,0 48,67 47,94 47,22 46,63 47,15
TiO2 2,27 2,3 2,55 2,33 2,53 2,35 2,30
AI2O3 15,70 15,4 15,41 15,40 14,26 15,59 14,50
FezOj 4,19 — 5,00 — 4,99 5,04 5,07
FeO 7,69 11,9* 7,40 11,86* 7,91 7,53 8,13
MnO 0,15 — 0,17 0,18 0,20 0,19 0,20
MgO 7,16 7,6 6,90 7,60 7,79 7,94 8,09
CaO 9,21 9,7 9,34 9,73 10,32 10,11 9,05
Na2O 2,92 3,2 2,80 3,24 3,10 2,79 3,71
K2O 1,34 1,2 1,30 1,22 1,21 1,35 1,26
P2OS 0,45 — 0,46 0,50 0,47 0,48 0,54
n 276 233 872 ? ? 9 30
1 — базальты континентальной оливин-базальтовой формации по В.А. Кутолину
(1972) [49]; 2 — континентальные щелочные оливиновые базальты, по Р. Шварцеру и Дж. Род-
жерсу (1974) [212]; 3 — базальты континентальной щелочно-оливиновой формации по А.Б. Ро-
нову и А.А. Ярошевскому (1976) [97]; 4 — щелочные оливиновые базальты по В.С. Глад-
ких и Р.И. Коган (1978) [11]; 5 — щелочные оливиновые базальты континентальных
рифтов по Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 6 — континентальные щелочные оливиновые базаль-
ты по В.С. Гладких [12]; 7 — субщелочные оливиновые базальты по О.А. Богатикову,
Л.В. Косаревой и Е.В. Шаркову (1987) [9].
84
характерно проявление траппового магматизма; их средний состав
действительно очень близок к другим оценкам.
В качестве представителей средних и кислых вулканических по-
род платформ приняты средние составы трахиандезитов, трахитов,
трахидацитов и трахириолитов (табл. 25) в предположении, что все
более кислые, чем базальты, породы платформ являются дифференциа-
тами субщелочной оливин-базальтовой магмы. Оценки средних соста-
вов трахиандезитов и эффузивов варьируют, что, вероятно, связано
с нечеткой формационной принадлежностью пород, химические ана-
лизы которых попали в различные сводки.
При расчете общего состава вулканических пород платформ на
основании этих данных были приняты дополнительные предположения.
Во-первых, неопределенными являются объемные соотношения плато-
базальтов (траппов) и субщелочных оливиновых базальтов. Мы при-
няли, как и раньше [97] пропорцию этих пород обоих формаций
приблизительно равной 1:2, опираясь на оценку объемов базальтои-
дов платформ с преобладающим развитием той или иной формации.
Некоторым контролем такой оценки могут служить данные о среднем
составе пород базальтоидной группы платформ, полученные А.Ф. Белоу-
совым, А.П. Кривенко и З.Г. Поляковой в 1982 г. [4] путем усреднения
составов этих пород 36 ассоциаций платформенных базальтов мира
(табл. 26). Цифры оказываются достаточно близкими; в оценке
А.Ф. Белоусова с соавторами, отмечается несколько более высокое
содержание щелочей, что, по-видимому, обусловлено большим числом
анализов щелочных базальтов, включенных в сводку — судя по
приведенному списку вовлеченных в обработку анализов, представи-
тели трапповой формации в статистике анализов составляют не более
20%, что, несомненно, ниже их действительной распространенности.
Во-вторых, отсутствуют необходимые данные для расчетов сред-
него состава средней и кислой групп пород. Мы рассчитали их
составы как смеси в равной пропорции трахиандезитов и трахитов
(для средних пород) и трахидацитов и трахириолитов (для кислых
пород). Сопоставление этих средних с составами трахитоидной и
риолитоидной групп пород платформ А.Ф. Белоусова с соавторами
(см. табл. 26) указывает на приемлемость таких оценок, за исклю-
чением щелочной, которые по нашим расчетам оказываются несколь-
ко заниженными (за счет кальция, магния и железа). Это небольшое
отличие сохраняется и в среднем составе всех вулканических пород
платформ. В настоящее время трудно сделать окончательный выбор,
в дальнейшем мы опираемся на наши результаты.
В целом состав вулканических толщ континентальных платформ
отвечает составу основных магматических пород с повышенным содер-
жанием SiC>2 и несколько повышенной щелочностью.
Сложная формационная структура вулканических пород складча-
тых зон континентов, островных дуг и континентальных окраин весь-
ма затрудняет выбор достоверной модели среднего химического со-
става их главных представителей. При расчете среднего состава
базальтов мы отказались от использования старых цифр Р. Дэли,
В. Мэнсона, П. Ле Мэтра и др., которые включали все типы базаль-
85
Таблица 25
Средние химические составы трахиандезитов, трахитов,
трахидацитов и трахириолитов субщелочной оливин-базальтовой формации
платформ континентов, мае. %
Компоненты Трахиандезиты
1 1 2 1 3 1 4
SiO2 58,62 59,30 55,10 60,18
ТЮ2 1,12 1,10 1,49 0,64
AI2O3 17,47 17,03 18,03 18,12
Fe2O3 4,02 3,32 5,00 3,68
FeO 3,22 3,27 3,49 2,79
МпО 0,05 0,16 0,15 0,16
MgO 1,26 2,61 3,05 3,16
CaO 4,26 5,08 6,79 4,46
Na2O 5,75 4,44 4,24 4,35
K2O 3,65 3,27 2,66 2,21
P2O5 0,58 0,42 — 0,25
n 12 233 ? 30
1 — трахиандезит и трахит по Р. Дэли (1933) [144]; 2 — трахиандезит и трахит по
П. Ле-Мэтру (1976) [186]; 3 — щелочной андезит ассоциации щелочных базальтов по
Гладких [12]; 4 — трахиандезит, трахит, трахидацит и грахириолит по О.А. Богатикову,
Л.В. Косаревой и Е.В. Шаркову (1987) [9]; 5 — трахит ассоциации щелочных базаль-
тов, рассчитанный по данным Л.С. Бородина (1987) [12].
Таблица 26
Сравнение разных оценок среднего химического состава
вулканических пород платформ континентов, мас.%
Компо- ненты Основные породы Средние породы Кислые породы Вулканические по- роды в целом
1 2 1 2 1 2 1 2
SiO2 49,04 49,98 59,83 58,00 70,41 70,54 52,27 52,90
T1O2 2,04 2,32 0,84 0,88 0,40 0,59 1,77 2,01
Ahos 15,32 15,05 17,71 18,77 14,78 12,85 15,44 15,08
FeO» 12,00 11,91 6,35 5,90 2,93 4,78 10,55 10,65
MnO 0,19 0,19 0,14 0,14 0,08 0,08 0,17 0,17
MgO 7,21 6,18 1,71 1,12 0,78 0,66 6,06 5,18
CaO 9,77 9,03 3,85 2,80 1,59 1,32 8,39 7,70
Na2O 2,89 3,17 5,23 6,88 4,30 4,76 3,23 3,64
K2O 1,16 1,73 4,03 5,22 4,45 4,25 1,75 2,27
P2O, 0,38 0,44 0,31 0,29 0,28 0,17 0,37 0,40
1 — наша модель, 2 — составы породных групп по А Ф Белоусову с соавторами (1982)[4]
86
Трахиты Трахидациты Грахириолиты
1 1 2 1 4 1 5 4 4
61,46 ' 62,31 61,00 1 59,32 65,72 74,88
0,38 0,71 0,67 0,60 0,59 0,22
17,97 17,27 17,51 17,84 16,26 13,26
2,67 3,05 2,84 3,27 2,56 0,64
2,66 2,33 3,51 4,31 1,89 1,07
0,06 0,15 0,17 0,24 0,10 0,07
1,13 0,95 0,67 0,82 1,26 0,28
3,13 2,38 2.12 2,55 2,32 0,84
4,49 5,57 6,12 6,68 4,68 3,90
5,81 5,07 5,24 4,18 4,30 4,59
0,24 0,21 0,15 0,19 0,32 0,25
48 483 30 ? 30 30
тов континентов без их формационного расчленения, и считали, что
преобладающими типами вулканических пород геосинклинальных и
орогенных зон складчатых поясов являются представители толеитовой
и известково-щелочной серий. Объемные соотношения пород этих
серий, которые можно было бы использовать для глобальной оценки,
являются весьма варьирующими. Согласно обобщению Б.Г. Лутца
[57], в типичных островных дугах преобладают породы толеито-
вой серии, тогда как на огромных площадях активных континенталь-
ных окраин преимущественным распространением пользуются породы
известково-щелочной серии. В расчетах мы приняли, что вулкани-
ческие толщи геосинклиналей сложены представителями пород этих
двух серий в приблизительной пропорции 1:2 и соответственно рассчи-
тали средние составы базальтов и андезитов геосинклинальных зон
как средневзвешенные в этой пропорции составы базальтов и анде-
зитов толеитовой (табл. 27) и известково-щелочной (табл. 28, 29)
серий. Для характеристики средних составов базальтов и андезитов
орогенных зон мы использовали данные о составах пород известково-
щелочной серии как резко преобладающей в этих зонах (см., напри-
мер, [153]), полагая, что некоторый вклад пород толеитовых серий
компенсируется вкладом пород субщелочных и щелочных серий.
Состав кислых членов вулканических серий геосинклинальных и
орогенных зон мы приняли одинаковым и равным среднему составу
87
Таблица 27
Средние химические составы базальтов, андезитов и дацитов
толеитовой серии складчатых поясов, островных дуг
и окраин континентов, мае.%
Компоненты Базальты
1 2 3 4 5
SiOz 51,92 50,32 50,71 50,60 50,00
ТЮ2 0,80 0,76 0,79 0,87 0,71
AI2O3 16,01 17,50 18,46 17,94 16,23
FezOz — 3,69 5,07 3,10 3,17
FeO 9,56* 7,11 5,70 7,45 7,96
МпО 0,17 0,18 0,17 0,19 0,23
MgO 6,77 6,43 5,27 6,23 7,48
CaO 11,80 11,66 10,18 11,20 11,98
NazO 2,42 1,99 2,71 2,06 1,81
К2О 0,44 0,24 0,74 0,26 0,33
PzOs 0,11 0,12 0,20 0,10 0,10
п ? 50 36 145 ?
1 — островодужные толеиты по П. Якешу и А. Уайту (1972) [178]; 2 — базальты,
андезиты и дациты толеитовой серии островных дуг и континентальных окраин по
Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 3 — базальты толеитовой серии Курильской островной дуги
по Т.И. Фроловой с соавторами (1985) [109]; 4 — базальты и андезиты низкокалиевой
серии орогенных зон по А. Юарту (1982) [1953]; 5 — толеитовый базальт магмати-
Таблица 28
Средние химические составы базальтов известково-щелочной серии
складчатых поясов, островных дуг и окраин континентов, мас.%
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8
SiOz 51,32 50,47 51,15 50,09 51,51 50,41 50,16 50,76
ТЮ2 1,05 0,82 0,95 1,02 0,69 1,16 0,91 1,11
А12Оз 17,89 16,71 17,89 17,33 18,93 18,02 15,65 17,62
FezCh 3,95 4,03 — 3,37 4,11 3,51 3,10 3,64
FeO 6,39 5,51 9,55* 6,78 5,72 7,04 7,24 5,88
MnO 0,17 0,18 0,19 0,19 0,16 0,20 0,18 0,18
MgO 5,42 7,61 6,03 7,01 5,52 5,92 7,54 6,58
CaO 9,90 10,30 10,45 10,55 9,78 10,21 10,77 10,17
NazO 2,71 2,93 2,74 2,64 2,61 2,70 2,85 2,87
KzO 1,01 1,20 0,82 0,81 0,78 0,83 t;60 0,89
PzO5 0,19 0,24 0,23 0,21 0,19 — — 0,30
n 355 49 ? 436 518 ? ? ?
1 — базальты андезитовой формации по В.А. Кутолину (1972) [49]; 2 — базальты
известково-щелочной серии по Б.Г. Лутцу (-1980) [57]; 3 — средний базальт островных дуг
по Р. Джонсону и С.Р. Тэйлору (1981) [179]; 4 — базальты известково-щелочной серии
орогенных зон по А. Юарту (1982) [153]; 5 — базальты известково-щелочной серии
Курильских островов по Т.Н. Фроловой с сотрудниками (1985) [109]; б — базальт эта-
лонной известково-щелочной серии островных дуг и 7 — базальт эталонной извест-
ково-щелочной серии орогенных зон по Л.С. Бородину (1987) [12]; 8 — базальты извест-
ково-щелочной серии по Е.В. Шаркову и А.А. Цветкову (1985) [9].
88
Андезиты Дациты
6 2 7 4 8 2
59,40 58,26 60,12 58,81 59,25 70,75
0,82 0,82 0,75 0,70 1,29 0,51
17,50 15,92 16,84 16,95 16,10 13,24
3,01 3,60 3,23 3,01 3,59 1,00
4,01 5,90 4,74 5,12 5,17 3,84
0,12 0,18 0,15 0,16 — 0,18
3,18 3,39 3,13 3,56 3,49 1,09
7,22 8,05 7,06 7,95 6,34 4,49
3,28 3,04 3,23 2,99 4,33 3,50
1,29 0,73 0,60 0,59 0,44 1,23
0,17 0,11 0,15 0,16 — 0,17
89 43 171 199 ? 24
ческих серий областей сжатия по Е.В. Шаркову и А.А. Цветкову (1985) [9]; 6 — известко-
вые андезиты по А. Мак-Бирни (1969) [189]; 7 — низкокалиевые андезиты орогенных
зон по Дж. Гиллу (1981) [157]: 8 — эталонный андезит толеитовой серии островных дуг по
Л.С. Бородину (1987) [12].
дацитов (табл. 30) и риолитов (табл. 31). Вклад этих пород в вул-
каническую толщу геосинклиналей невелик, но в составе пород оро-
генных зон они преобладают. При выведении их средних составов были
использованы различные оценки, в том числе и обобщенные (без фор-
мационной квалификации). Несомненно, что среди кислых пород кон-
тинентов как раз и преобладают формационные типы, характерные
для орогенных зон континентов.
Некоторым контролем наших средних цифр может служить срав-
нение с данными, полученными на основании другого подхода
А.Ф. Белоусовым с соавторами [4]. В состав базальтоидной груп-
пы пород эти авторы включают все базальты, андезито-базальты и
андезиты. Поэтому можно сопоставить средневзвешенный пропорцио-
нально объемным соотношениям состав базальтов и андезитов геосин-
клинальных и орогенных зон, полученный в нашей модели, со средни-
ми составами базальтоидных групп этих структурных зон, рассчитан-
ными А.Ф. Белоусовым с соавторами на основании статистической
обработки аналитических данных по соответствующим вулканическим
сериям без конкретного учета объемных соотношений входящих в них
пород (табл. 32). Сопоставление демонстрирует практически полное
совпадение кремнекислотности этих средних составов, очень близ-
кие значения содержания железа, отчасти магния. Некоторые систе-
матические отличия наблюдаются только для щелочей (наши составы
неизменно менее щелочные и более кальциевые). Несомненно, это
89
Таблица 29
Средние химические составы андезитов известково-щелочной серии
складчатых поясов, островных дуг и окраин континентов, мае. %
Компонент 1 1 2 3 1 4 1 5 1
SiO2 1 60,35 59,88 59,13 1 60,12 1 58,65 '
ТЮ2 0,78 0,70 0,80 0,78 0,88
ai2o3 17,54 17,31 17,57 17,28 17,16
Fe2O3 3,37 — 3,24 3,25 3,28
FeO 3,17 6,14* 3,51 3,46 4,24
MnO 0,18 0,15 0,10 0,15 0,14
MgO 2,78 3,44 3,31 2,97 3,39
CaO 5,87 7,07 6,31 6,04 6,84
Na2O 3,63 3,70 3,85 3,71 3,53
K2O 2,07 1,61 2,00 1,99 1,68
P2o5 0,26 — 0,18 0,25 0,21
n 87 ? 29 330 2578
I — все андезиты по Р. Дэли (1933) [144]; 2 — андезиты по F.C. Тэйлору (1968) [226];
3 — андезиты Известково-щелочной серии по А. Мак-Бирни (1969) [189]; 4 — андезиты
геосинклинальных и орогенных зон по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому (1976) [97]; 5 —
андезиты по П. Ле Мэтру (1976) [186]; 6 — андезиты иТвестково-щелочной серии по
Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 7 — континентальные андезиты по Л.С. Бородину (1981) [11]; 8 —
андезиты по А.А. Беусу (1981) [7]; 9 — среднекалиевые айдезиты островных дуг по
Дж. Гиллу (1981) [157]; 10 — андезиты орогенных зон по А. Юарту (1982) [153]; 11 —
андезит эталонной известково-щелочной серии орогенных зон по Л.С. Бородину (1987)
[12]; 12 — андезит по О.А. Богатикову, Л.В. Косаревой и Е.В. Шаркову (1987) [9].
Таблица 30
Средние химические составы дацитов складчатых поясов,
островных дуг и окраин континентов, мяс.%
Компоненты 1 2 3 4 5 6
SiO2 66,68 66,20 65,75 65,73 66,42 66,90
TiO2 0,58 0,58 0,68 0,56 0,58 0,55
A12O3 16,50 16,08 15,98 16,32 16,38 17,25
Fe2O3 2,41 2,38 2,35 2,01 1,88 1,73
FeO 1,93 2,40 2,43 2,03 2,68 2,02
MnO 0,06 0,09 0,11 0,08 0,11 0,11
MgO 1,44 1,74 1,67 1,85 1,88 1,36
CaO 3,51 4,28 4,10 4,49 3,65 3,17
Na2O 4,03 3,88 3,95 4,04 3,58 4,07
K2O 2,71 2,22 2,79 2,73 2,64 2,63
P2O5 0,15 0,15 0,19 0,16 0,20 0,21
n 90 639 979 31 480 30
1 — дациты по Р. Дэли (1933) [144]; 2 — дациты по П. Ле Мэтру (1976) [186]; 3 —дациты
по А. Юарту (1979) [152]; 4 — дациты известково-щелочной серии по Б.Г. Лутцу (1980)
[57]; 5 — дациты по А.А. Беусу (1981) [7]; 6 — дациты по О.А. Богатикову, Л.В. Косаре-
вой и Е.В. Шаркову (1987) [9].
6 7 8 9 | 10 | 11 J 12
60,05 59,5 59,69 60,30 59,27 60,09 60,22
0,74 0,8 0,85 0,71 17,21 0,81 0,95 0,63
17,17 17,5 17,20 17,09 17,12 17,09
2,63 3,0 2,43 2,83 3,02 3,32 3,82
2,89 4,1 4,25 3,84 3,86 3,01 3,65
0,12 0,1 0,15 0,12 0,13 0,12 0,08
3,80 3,1 3,20 3,23 3,44 3,26 3,90
6,93 7,2 6,17 6,67 6,73 5,69 5,19
3,62 3,2 3,64 3,33 3,47 3,96 3,80
1,84 1,3 2,12 1,51 1,93 2,48 1,42
0,21 0,2 0,30 0,19 0,25 — 0,20
70 ? 866 888 1612 ? 30
Таблица 31
Средние химические составы риолитов складчатых поясов,
островных дуг и окраин континентов, мас.%
Компоненты 1 2 3 4 5 6 7
SiO2 73,89 74,24 74,16 73,90 73,74 74,27 75,70
TiO2 0,33 0,22 0,25 0,27 0,31 0,22 0,27
AI2O3 13,69 13,56 13,71 13,51 13,96 13,68 13,15
Fe20j 1,47 1,26 1,36 1,47 1,22 1,42 0,66
FeO 0,90 0,76 0,94 1,16 0,80 0,83 0,72
MnO 0,08 0,03 0,06 0,06 0,07 0,05 0,08
MgO 0,38 0,32 0,39 0,41 0,47 0,40 0,42
CaO 1,22 1,14 1,21 1,16 1,65 1,01 0,96
Na2O 3,43 3,01 3,48 3,62 3,82 3,55 3,61
K2O 4,53 5,39 4,36 4,37 3,88 4,46 4,34
PjO5 0,08 0,07 0,08 0,07 0,08 0,11 0,09
n 126 22 216 667 876 969 30
1 — риолиты по Р. Дэли (1933) [144]; 2 — риолиты по С. Нокколдс (1954) [196];
3 — липариты геосинклинальных и орогенных зон по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому
(1976) [97]; 4 — риолиты по П. Ле Мэтру (1976) [186]; 5 — риолиты по А. Юарту (1979) [152];
6 — риолиты по А.А. Беусу (1981) [7]; 7 — риолиты по О.А. Богатикову, Л.В. Коса-
ревой и Е.В. Шаркову (1987) [9].
91
Таблица 32
Сравнение разных оценок среднего химического состава
вулканических пород складчатых поясов континентов, мае. %
Компоненты Базальтоидная группа пород
геосинклинальные зоны орогенные зоны
1 2 1 1 2
SiO2 53,93 53,61 56,95 57,05
TiO2 0,86 1,29 0,81 1,05
А120з 17,35 16,16 17,39 17,40
FeO* 8,89 9,87 7,44 7,60
МпО 0,17 0,17 0,15 0,15
MgO 5,35 5,59 4,32 3,86
CaO 9,22 8,11 7,71 6,83
Na2O 2,95 3,50 3,37 3,54
K2O 1,08 1,42 1,63 2,17
P20s 0,20 0,28 0,23 0,35
1 — наша модель; 2 — составы породных групп по А.Ф. Белоусову с соавторами
(1982) [4] (2а — риолитоидная группа геосинклиналей, 26 — риолитоидная группа
орогенных зон).
связано с неопределенностью вклада пород субщелочных и щелочных
серий вулканитов, но внести необходимые поправки в ту или иную
модель сегодня невозможно. В дальнейшем рассмотрении мы прини-
маем нашу модель составов.
Неплохо сопоставляется и средний состав кислых пород нашей
модели с составами риолитовой группы геосинклинальных и ороген-
ных зон А.Ф. Белоусова: принятый нами единый состав попадает
по большинству компонентов в интервал двух оценок этих авторов.
Близкими оказываются и общие оценки составов вулканических толщ
геосинклиналей и орогенных зон (см. табл. 32).
В целом средний химический состав вулканических пород гео-
синклиналей, рассчитанный с учетом объемных отношений основных,
средних и кислых пород, оказался близким к андезито-базальтам,
тогда как средний состав вулканического компонента осадочной тол-
щи орогенных зон — к андезито-дацитам, заметно обогащенным по
сравнению с геосинклинальными вулканитами калием.
Используя соотношения объемов вулканических пород геосинкли-
нальных и орогенных зон, можно рассчитать средний химический со-
став всех вулканических пород складчатых зон континентов и совре-
менных островных дуг, который определяется объемной пропорцией
основных, средних и кислых пород 55:33:12 (пропорция основных,
средних и кислых вулканических пород складчатых зон континенталь-
ного блока в целом близка к этим цифрам и составляет 56:34:10).
Полученная оценка мало отличается от использованной нами ранее
[97] на основе приблизительной пропорции основных, средних и
кислых пород 6:3:1 и может считаться достаточно достоверной.
92
Кислые породы Вулканические породы в целом
складчатых поясов геосинклинальные зоны орогенные зоны
1 2а 26 1 2 1 2
70,39 72,47 71,58 54,88 54,70 63,48 64,12
0,43 0,40 0,37 0,84 1,24 0,62 0,72
15,02 13,99 14,62 17,21 16,04 16,23 16,05
3,11 3,60 3,03 8,55 9,50 5,35 5,38
0,08 0,08 0,08 0,17 0,17 0,12 о,п
1,03 0,97 0,72 5,10 5,33 2,72 2,33
2,53 1,76 1,90 8,83 7,74 5,19 4,43
3,72 4,02 3,62 3,00 3,53 3,54 3,58
3,56 2,60 3,96 1,22 1,48 2,57 3,04
0,13 0,11 0,12 0,20 0,27 0,18 0,24
Для оценки среднего химического состава толеитовых базальтов,
резко преобладающих среди вулканических пород, входящих в сос-
тав осадочной оболочки океанов и слагающих породы II сейсмичес-
кого слоя, сегодня существует весьма обширный и достоверный ма-
териал, обработка которого различными авторами приводит к повто-
ряющимся результатам (табл. 33). Однако чаще всего в литературе (см. в
таблице оценки Дж. Канна, Л.В. Дмитриева с соавторами, Б.Г. Лутца,
К.Г. Ведеполя) приводится химическая характеристика среднего сос-
тава главного, преобладающего, ’’характерного” по представлениям
того или иного автора типа, называемого обычно базальтами сре-
динно-океанских хребтов. Но среди базальТов, распространенных в
пределах срединно-океанических хребтов, а в особенности на пло-
щади океанического ложа, достаточно широко распространены и
иные породы, отчетливо несущие признаки проявления той или иной
степени дифференциации и отличающиеся по химическому составу от
„типичных”. Оценка средневзвешенного состава всей ассоциации ба-
зальтов срединно-океанических хребтов и ложа океанов, получен-
ная на основе обработки почти 2000 анализов базальтов из сква-
жин глубоководного бурения, приведена в последней колонке табл. 33.
Она и использована нами, но можно заметить, что отличие от дру-
гих средних совершенно несущественно, за исключением цифр К. Ве-
деполя, в выборке которого, несомненно, переоценена роль наиболее
„примитивных” базальтов с повышенной магнезиальностью.
При оценке среднего химического состава общей массы вулка-
нических пород океанических островов, подводных гор и вулкани-
ческих поднятий мы исходили из предположения, что подавляющая
93
Таблица 33
Средние химические составы толеитовых базальтов дна океана, мас.%
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6
S1O2 49,12 49,89 49,88 49,90 50,05 50,56
Т1О2 1,41 2,12 1,48 1,41 1,19 1,41
A.12O3 15,85 15,32 15,64 15,84 15,93 15,07
FeiOj — 3,40 2,48 2,29 2,69 1,74
FeO 11,38* 7,67 8,04 8,29 6,78 8,88
MnO 0,18 0,17 0,18 0,18 0,16 0,18
MgO 7,76 7,87 7,96 7,78 8,37 7,59
CaO 11,21 10,77 11,34 11,38 12,06 11,81
Na2O 2,73 2,26 2,63 2,67 2,45 2,43
K2O 0,22 0,30 0,23 0,11 0,20 0,19
P2O5 0,14 0,23 0,14 0,15 0,12 0,14
n 94 110 200 ? 388 1939
1 — базальты океанического дна по Дж. Канну (1971) [137]; 2 — толеитовые базальты
океанической формации по В. А. Кутолину (1972) [49]; 3 — базальты океанических хребтов
по Л.В. Дмитриеву, А.Я. Шараськину и А.В. Гаранину (1976) [34]; 4 — толеиты срединно-
океанических хребтов по Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 5 — толеитовые базальты спрединговых
хребтов океанов по К. Ведеполю (1981) [237]; 6 — средний состав базальтов ассоциации
срединно-океанических хребтов по А.А. Ярошевскому и Т.И. Цехоне (1986) [125].
часть их объема сложена представителями пород субщелочно-базаль-
товой серии. То, что это не совсем корректно, показывает строе-
ние Гавайских островов, в объеме которых преобладают базальты то-
леитовой серии, однако для вулканических островов всего океана
данных о соотношениях объемов вулканитов разных серий нет. В
табл. 34 приведены выбранные нами из литературы средние значения
химического состава субщелочных оливиновых базальтов океаничес-
ких островов; можно видеть, что они достаточно устойчивы. В послед-
ней колонке таблицы приведен средневзвешенный состав всех пород
ассоциации подводных гор, асейсмических хребтов и вулканических
поднятий (по результатам глубоководного бурения), который учиты-
вает попорционально числу анализов вклад различных продуктов
дифференциации пород этой серии. Близость этой оценки к сред-
ним составам субщелочных оливиновых базальтов позволяет считать
незначительным вклад как более кислых, так и некоторых более маг-
незиальных пород, компенсирующих друг друга, в средний состав
всей формации. В наших расчетах использованы цифры последней ко-
лонки табл. 34.
Принятые нами оценки средних составов главнейших типов вулка-
нических пород различных структурных зон континентов и океанов,
а также рассчитанные на их основе и с использованием данных по
объемным соотношениям средние химические составы вулканических
пород платформ, складчатых зон в целом, геосинклиналей и ороген-
94
Таблица 34
Средние химические составы субщелочных базальтов подводных гор, островов
и вулканических поднятий дна океана, мае. %
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7
SiO2 46,53 46,7 47,27 46,0 47,04 48,04 49,47
ТЮг 3,11 3,0 3,33 3,0 3,10 3,10 2,49
АЪОз 15,13 15,2 15,24 15,5 15,18 15,72 15,21
ТРегОз 3,96 — 2,66 3,7 3,54 — 3,59
FeO 8,56 11,9* 8,48 8,4 8,40 12,48* 8,77
МпО 0,14 — 0,17 0,2 0,17 0,20 0,17
MgO 7,76 8,0 7,41 7,7 7,71 5,77 7,30
CaO 10,17 10,4 10,25 10,2 10,76 8,70 8,47
NaiO 2,95 3,1 3,33 3,7 2,82 3,93 3,10
К2О 1,20 1,1 1,36 1,1 0,98 1,41 1,03
Р2О5 0,49 — 0,50 0,5 0,30 0,65 0,40
п 118 200 7 7 7 117 210
1 — щелочные базальты океанических островов по В. А. Кутолину (1972) [49]; 2 — океа-
нические щелочные оливиновые базальты по Р. Шварцеру и Дж. Роджерсу (1974) [212];
3 — океанические щелочные оливиновые базальты по Б.Г. Лутцу (1980) [57]; 4 — щелоч-
ные базальты океанических островов по Л. С. Бородину (1981) [11]; 5 — базальты океани-
ческих островов по А. А. Беусу (1981, среднее для 30 островов) [7]; 6 — базальты субще-
лочной серии океанических островов по Е.В. Шаркову и А.А. Цветкову (1985) [9]; 7 —
средневзвешенный состав вулканических пород ассоциации подводных гор, асейсмических
хребтов и вулканических поднятий по А.А. Ярошевскому и Т.И. Цехоне (1986) [125].
ных зон континентов и субконтинентального блока (включая шельфы
и материковый склон) приведены в табл. 35. Основные отличия хими-
ческого состава обобщенных глобальных вулканических серий иллюст-
рируются на рис. 26. Хорошо видна повышенная магнезиальность то-
леитовых базальтов континентов (платобазальтов и траппов) и океа-
нов по сравнению с базальтами других вулканических серий и за-
метная обедненность океанических толеитов щелочами. Отчетливо
отмечается также общая обогащенность средних и кислых дифферен-
циатов континентальной субщелочной оливин-базальтовой серии ще-
лочами относительно пород аналогичной кремнекислотности складча-
тых зон континентов. Значимым является также некоторое смещение
в сторону повышенной магнезиальности (и относительного обогаще-
ния щелочами) основных и средних членов вулканических серий оро-
генных зон по сравнению с геосинклинальными вулканитами.
Отмеченные особенности химического состава вулканических по-
род главных структурных зон земной коры хорошо известны и еще
более ярко проявляются .при сопоставлении конкретных вулканичес-
ких серий и ассоциаций, но важно, что они сохраняются и при
глобальном усреднении, хотя, естественно, и оказываются менее
контрастными.
95
Таблица 35
Объемы, массы и химический состав вулканических пород
осадочной оболочки Земли
Тип зем- ной коры Главные струк- турные зоны Объем обо- лочки, 106 км3 Масса обо- лочки, 1024 г Типы пород Объем вулкани- ческих пород, 10* км3 Распро- странен- ность, об. % оболоч- ки Распро- странен- ность, % объема вулка- нических пород
Конти- Платформы 235 0,598 Траппы и пла- 2,85 1,20 33,0
ненталь- тобазальты
ный Субщелочные 4,22 1,80 48,2
оливиновые ба-
зальты
Трахиандезиты 0,65 0,28 7,5
и трахиты
Трахидациты 0,49 0,21 5,65
Трахириолиты 0,49 0,21 5,65
Вулканические 8,7 3,7 100,0
породы в целом
Складчатые 530 1,297 Базальты 49,7 9,4 54,9
зоны в целом Андезиты 29,9 5,6 33,1
Дациты 5,4 1,0 6,0
Риолиты 5,4 1,0 6,0
Вулканические 90,4 17,0 100,0
породы в целом
Геосинклинали 430 1,056 Базальты 47,5 11,1 61,3
Андезиты 25,4 5,9 32,9
Дациты и рио- 4,5 1,0 5,8
литы
Вулканические 77,4 18,0 100,0
породы в целом
Орогенные 100 0,241 Базальты 2,2 2,2 16,9
зоны Андезиты 4,5 4,5 34,5
Дациты и рио- 6,3 6,3 48,6
литы
Вулканические 13,0 13,0 100,0
породы в целом
Континен- Платформы 321 0,808 Вулканические 10,9 3,4 100,00
тальный и породы в целом
субконти- Складчатые 694 1,705 То же 130,6 18,8 100,0
ненталь- зоны в целом
ный Геосинклинали 547 1,351 ,, 113,1 20,7 100,00
Орогенные 147 0,354 3* 17,5 11,9 100,00
зоны
Океани- Осадочная 115 0,177 2,3 2,0 100,00
ческий оболочка ложа
океанов
Вулканические 12,5 0,035 12,5 100,0 100,00
о-ва и др.
96
SiO2 Т1О2 AI2O3 ЕбзОз FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Сумма
50,44 1,54 15,39 3,90 8,32 0,20 6,52 10,04 2,53 0,91 0,21 100,00
47,71 2,37 15,16 4,75 7,76 0,18 7,63 9,51 3,12 1,32 0,49 100,00
59,62 0,84 17,64 3,48 3,20 0,14 1,70 3,84 5,21 4,02 0,31 100,00
65,72 0,59 16,26 2,56 1,89 0,10 1,26 2,32 4,68 4,30 0,32 100,00
74,88 0,22 13,26 0,64 1,07 0,07 0,28 0,84 3,90 4,59 0,25 100,00
52,06 1,76 15,38 4,02 6,89 0,173 6,04 8,36 3,22 1,74 0,361 100,004
50,60 0,89 17,43 3,81 6,50 0,18 6,42 10,52 2,59 0,86 0,20 100,00
59,58 0,78 17,07 3,15 3,95 0,14 3,29 6,66 3,60 1,58 0,20 100,00
66,28 0,59 16,40 2,13 2,25 0,09 1,66 3,87 3,93 2,62 0,18 100,00
74,26 0,27 13,61 1,27 0,88 0,06 0,40 1,19 3,50 4,48 0,08 100,00
55,93 0,80 17,02 3,34 5,06 0,154 4,74 8,28 3,06 1,42 0,192 99,996
50,59 0,89 17,43 3,81 6,51 0,18 6,42 10,54 2,58 0,85 0,20 100,00
59,56 0,79 17,04 3,16 4,02 0,14 3,29 6,69 3,59 1,52 0,20 100,00
(состав принят аналогичным складчатым зонам в целом)
54,68 0.83 17,16 3,47 5,40 0,161 5,08 8,81 2,98 1,23 0,196 99,997
50,72 59,72 0,96 0,73 17,45 3,72 6,30 0,18 6,43 10,18 2,78 17,27 3,06 3,56 0,14 3,29 6,45 3,65 (состав принят аналогичным складчатым зонам в 1,05 1,90 целом) 0,23 0,23 । 100,00 100,00
63,33 0,62 16,20 2,51 3,06 0,115 2,78 5,18 3,53 2,56 0,181 100,006
52,14 1,75 15,36 4,00 6,88 0,172 6,03 8,35 3,21 1,74 0,361 99,993
55,56 0,81 17,08 3,37 5,15 0,157 4,84 8,43 3,04 1,37 0,196 100,003
54,53 62,23 0,83 0,65 17,19 16,37 3,49 2,63 5,44 3,31 0,162 0,121 5,12 3,00 8,87 5,60 2,97 3,49 1,20 2,41 0,197 0,188 99,999 99,999
50,56 1,41 15,07 1,74 8,88 0,180 7,59 11,81 2,43 0,19 0,140 100,000
49,47 2,49 15,21 3,59 8,77 0,170 7,30 8,47 3,10 1,03 0,400 100,000
7 Зак. 793
97
Рис. 26. Составы вулканических пород осадочной оболочки платформенных, гео-
синклинальных и орогенных зон континентов и базальтов океанов в координатах
Na2O + К2О—FeOo6ui—MgO
I — траппы (1), субщелочные оливиновые базальты (2), трахиандезиты и трахиты (3),
трахидациты (4), трахириолиты (5) континентальных платформ; II —базальты (6), андези-
ты (7), дациты (8), риолиты (9) складчатых зон континентов; III — базальты и андезиты
геосинклинальных и орогенных зон в отдельности; IV — толеитовые (10) и субщелоч-
ные (11) базальты океанов; V — область составов вулканических пород складчатых
областей
ГРАНИТНО-МЕТАМОРФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА
Гранитно-метаморфическая оболочка коры континентов, или „верхняя
часть континентальной коры”, как ее квалифицировал В. Гольдш-
мидт [162] составляет 36,4% массы (37,3% объема) коры конти-
нентального блока (8,12-1024 г, средняя мощность 14 км) (см. табл. 43).
Слагающие ее породы обнажаются на поверхности щитов, что поз-
воляет непосредственно использовать данные о распространенности
и химическом составе пород для оценки среднего состава оболочки.
Конечно, гипотезой является распространение этой оценки на всю
верхнюю часть континентальной коры, однако можно и сейчас, по-
видимому, принимать гипотезу Ф. Кларка [140] о статистической
представительности обнажающихся пород для верхних 16 км (10 миль)
континентальной коры; по крайней мере, это предположение лежит
в- основе наших расчетов.
98
В настоящее время существует несколько опубликованных оценок
распространенности различных типов пород в пределах континенталь-
ных щитов. В основу принятых нами цифр положены данные, получен-
ные А.А. Роновым и А.А. Мигдисовым [81] для Балтийского и Украин-
ского щитов и фундамента Русской платформы, А. и Ц. Энгелями
[150], Д.М. Шоу с соавторами [215], К. Идом и У. Фаригом [147] для
Канадского щита, Е.А. Кулишом [48] для архея Алданского щита,
О.М. Розеном и В.И. Серых [68] для докембрия Кокчетавского
массива. Однако эти данные все-таки остаются сегодня недостаточно
определенными. Это обусловлено рядом обстоятельств. Несомненно,
главная неопределенность связана со сложностью расчленения кислых
магматических и метаморфических пород щитов — гранитов, грано-
диоритов, диоритов, гранито-гнейсов, орто- и парагнейсов и крис-
таллических сланцев. Оценки распространенности этих пород, полу-
ченные разными авторами, сильно колеблются, причем различные
авторы пользуются различными способами группировки этих пород.
Весьма неясной остается распространенность, а также средний хими-
ческий состав мигматитов, которые, однако, занимают существенную
площадь поверхности щитов [7, 213]. Весьма колебляются также,
даже для одних и тех же щитов, оценки распространенности амфи-
болитов и других метаморфических пород основного состава.
С другой стороны, остается неисследованной распространенность
пород на огромных территориях щитов южных материков (Гондваны),
Китайской платформы, и принимаемая оценка фактически базируется
только на щитах Лавразии. Поэтому здесь мы приняли решение внести
некоторые коррективы в опубликованные нами ранее [97] цифры
распространенности пород с тем, чтобы средний химический сос-
тав гранитно-метаморфической оболочки был ближе к среднему хими-
ческому составу щитов, рассчитанному с учетом соотношений их
площадей и на основе специально выполненных исследований. В
основу расчета (табл. 36) положены оценки среднего химического
состава Балтийского и Украинского щитов Русской платформы,
Канадского, Австралийского и Алданского щитов, полученного в ра-
ботах, опирающихся на результаты площадного опробования и с уче-
том относительной распространенности различных типов пород [31,
48, 81, 147, 172, 215]. В этих работах использованы различные
способы группировки образцов и анализов по типам пород, но в
целом каждая работа охватывает все главнейшие, самые распростра-
ненные типы пород, поэтому суммарные оценки среднего состава
исследованных площадей оказались независимыми и корректными.
Полученная таким образом оценка химического состава гранитно-
метаморфической оболочки несколько отличается от прежних цифр
[97].
Некоторым контролем расчетов служило сопоставление полученных
нами оценок среднего химического состава магматических и метамор-
фических пород в целом (табл. 37). Такие оценки были также полу-
чены независимыми методами А.Б. Роновым и А.А. Мигдисовым [81]
для щитов и фундамента Русской платформы и А.А. Беусом [7] для
гранитно-метаморфической оболочки в целом. Согласно этим данным,
99
Таблица 36
Сопоставление оценок среднего химического состава щитов, мае. %
Компоненты 1 2 3 1 4 1 5 6 1
SiO2 1 67,77 1 63,94 1 67,89 ' 67,21 ' 64,70 1 65,13 1
TiO, 0,412 0,559 0,390 0,557 0,474 0,470
АБОз 14,70 15,22 14,35 14,78 15,37 14,86
Fe2O3 1,28 2,08 2,09 1,48 2,43 2,19
FeO 3,15 3,85 2,82 3,44 4,52 3,61
МпО 0,040 0,089 0,054 0,032 0,055 0,074
MgO 1,70 2,93 1,51 2,02 2,37 2,45
CaO 3,41 3,65 3,01 3,03 2,52 3,33
Na2O 3,07 2,94 3,13 3,26 2,31 2,91
К2О 3,57 2,64 3,56 3,70 3,14 2,98
Р20з 0,111 0,089 0,101 0,142 0,107 0,107
СО2 — — ‘ — 0,35 — 0,39
Н2О 0,79 2,01 1,09 — 2,00 1,50
п ? 1202 626 20000 1328 3101
1 — Балтийский щит (Финляндия) по Дж. Седерхольму (1925) [213]; 2 — Балтийский
щит (восточная часть) и 3 — Украинский щит по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970)
[81]; 4 — Украинский щит, по Б.А. Горлицкому (1983) [31]; 5 — фундамент Русской плат-
формы и 6 — средний состав щитов и фундамента Русской платформы, по А.Б. Ронову
и А.А. Мигдисову (1970), 7 — Канадский щит по Д. Шоу с соавторами (1967) [215]; 8 —
Канадский щит по К. Иду и У. Фаригу (1971) [147]; 9 — средний состав Канадского
Таблица 37
Сопоставление оценок среднего химического состава
магматических и метаморфических пород
гранитно-метаморфической оболочки континентов, мае. %
Компо- ненты Магматические породы
1 1 2 1 3 1 4 | 5 1 6 | 7 |
SiO2 67,17 69,47 70,99 68,69 65,94 68,31 66,30
TiO2 0,37 0,45 0,31 0,43 0,48 0,35 0,47
AhO3 15,17 14,69 14,14 14,71 15,47 14,96 15,48
Fe2O3 1,69 1,17 1,44 1,53 2,11 1,72 1,74
FeO 2,50 1,88 2,00 2,33 3,33 2,36 2,71
МпО 0,062 0,070 0,037 0,100 0,043 0,050 0,058
MgO 2,12 1,61 0,72 1,12 2,09 1,41 2,00
CaO 2,81 2,51 1,84 2,72 3,05 2,68 3,09
Na2O 3,75 3,59 3,42 3,58 2,94 3,51 3,55
K2O 3,29 3,60 4,45 3,83 3,23 3,71 3,50
P2O5 0,074 0,010 0,085 0,190 0,114 0,088 0,139
CO2 — — — — — — 0,06
H2O 0,99 0,95 0,57 0,77 1,20 0,85 0,90
n 698 ? 314 ? 389 1381 4002
1 — магматические породы Балтийского щита по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову
(1970) [81]; 2 — то же по С.П. Соловьеву (1952) [102]; 3 — магматические породы Украин-
ского щита по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970); 4 — то же по С.П. Соловьеву (1952);
5 — магматические породы фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А А. Миг-
дисову (1970); 6 — средний состав магматических пород щитов и фундамента Русской
платформы по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970); 7 — магматические породы гра-
нитно-метаморфической оболочки по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому (1976) [97]; 8 —
то же по А.А. Беусу (1981) [7]; 9 — метаморфические породы Балтийского щета, 10 —
100
7 8 9 1 10 11 1 12
1 65,32 1 65,26 65,29 ' 67,0 1 63,82 ' 65,47
0,523 0,521 0,522 0,5 0,532 0,522
14,72 16,04 15,38 14,5 14,16 15,04
1,37 1,40 1,38 1,5 2,63 1,58
2,77 3,11 2,94 3,0 3,48 3,11
0,068 0,080 0,074 0,2 0,128 0,111
2,25 2,21 2,23 2,5 3,08 2,43
4,14 3,41 3,78 4,0 5,16 3,89
3,48 3,91 3,69 2,5 2,64 3,22
3,12 2,90 3,01 3,0 2,70 2,95
0,151 0,160 0,155 0,2 0,207 0,161
0,80 0,20 0,50 — 0,99 0,33
1,29 0,80 1,05 1,1 0,47 1,19
48 пр. из 172 пр. из 7 7
8406 обр. 6249 обр.
щита, по данным колонок 7, 8; 10 — Австралийский щит по И. Ламберту и К. Хейе-
ру (1968) [184]; 11 — Алданский щит по Е.А. Кулишу (1973) [48]; 12 — средневзвешен-
ный (с учетом площадей) состав щитов по данным колонок 2, 4, 9—11 (Балтийский
щит — 1,16 • 10б км2, Украинский щит — 0,14 • 106 км2, Канадский щит — 4,79 • 10б км2,
Австралийский щит — 2,30 • 10б км2, Алданский щит — 0,55 • 10б км2).
Метаморфические породы
1 8 9 1 '° 1 12 1 13 14 15
68,20 62,02 62,50 63,48 62,50 63,01 60,47 63,96
0,47 0,67 0,53 0,48 0,58 0,94 0,60 0,64
14,88 15,24 14,75 15,28 14,89 15,64 15,42 15,47
1,41 2,31 3,23 2,73 2,67 — 2,70 2,31
2,45 4,64 4,26 5,69 4,85 6,58* 4,42 3,77
0,071 0,106 0,103 0,068 0,099 0,104 0,130 0,098
1,63 3,42 2,89 2,63 3,49 3,29 3,84 2,78
2,99 4,15 5,00 1,99 3,99 3,47 4,44 4,14
3,53 2,46 2,65 1,68 2,35 2,13 1,96 2,44
3,56 2,26 1,98 3,08 2,30 2,62 2,36 2,71
0,189 0,098 0,112 0,098 0,127 0,123 0,180 0,156
— — — — — 2,09 1,50 —
0,62 2,62 1,99 2,80 2,15 1,98 1,53
? 504 312 939 3101 715 4371 ?
метаморфические породы Украинского щита, 11 — метаморфические породы фундамен-
та Русской платформы и 12 средний состав метаморфических пород щитов и фунда-
мента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970); 13 — средний сос-
тав пород областей регионального метаморфизма Северного Приладожья, Кольского
полуострова и Кокчетавского массива по А.Б. Ронову, А.А. Мигдисову и С.Б. Лобач-
Жученко (1977) [83]; 14 — метаморфические породы гранитно-метаморфической обо-
лочки по А.Б Ронову и А А. Ярошевскому (1976); 15 - то же по А А Беусу (1981)
101
Таблица 38
Средние химические составы главных типов магматических
и метаморфических пород щитов
(гранитно-метаморфической оболочки континентов), мас.%
Компо- ненты Гранитоиды и гранито-гнейсы
1 2 3 4 5 6 7
S1O1 71,20 61,84 68,30 65,72 66,85 70,31 70,09
тю2 0,27 0,55 0,47 0,51 0,45 0,40 0,38
АЬОз 14,26 16,57 15,24 16,02 15,51 14,63 14,54
Fe2Oj 1,44 2,72 1,19 1,43 1,71 1,22 1,32
FeO 1,76 3,57 2,23 2,96 2,50 1,94 2,14
MnO 0,035 0,061 0,045 0,077 0,054 0,064 0,055
MgO 0,69 - 2,81 1,50 2,12 1,79 0,99 0,96
CaO 1,70 4,46 2,65 3,19 2,89 2,21 2,21
Na2O 3,40 3,56 3,65 3,91 3,59 3,64 3,73
K2O 4,41 2,61 3,71 3,13 3,59 3,82 3,62
P2o, 0,071 0,156 0,146 0,167 0,137 0,177 0,128
co2 — — 0,15 0,10 0,06 — 0,18
H2O 0,76 1,09 0,71 0,66 0,87 0,60 0,65
n 871 191 4 пр. из 56 пр. из 3126 ? 9135
224 обр. 4018 обр.
1 — граниты и гранито-гнейсы и 2 — гранодиориты и диориты Балтийского и Украин-
ского щитов и фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970)
[81]; 3 — граниты, гранодиориты, мигматиты и гранито-гнейсы Канадского щита по
Д.М. Шоу с соавторами (1967) [215]; 4 — то же по К. Иду и У. Фаригу (1971) [147];
5 — средний состав гранитов, гранодиоритов и гранито-гнейсов гранитно-метаморфи-
ческой оболочки по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому (1976) [97]; 6 — средний состав
гранитов, гранодиоритов, кварцевых диоритов и диоритов гранитно-метаморфической
оболочки по А.А. Беусу (1981) [7]; 7 — гранитоиды архея и нижнего протерозоя по
А.Б. Ронову, Н.В. Бредановой и А.А. Мигдисову (1988) [78]; 8 — парагнейсы и сланцы
щитов и фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970); 9 —
гнейсы и сланцы Канадского щита по Д.М. Шоу с соавторами (1967); 10 — то же по К. Иду и
У. Фаригу (1971); 11 — средний состав парагнейсов и сланцев гранитно-метаморфиче-
ской оболочки по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому (1976); 12 — метапелиты по К.Б. Ке-
пежинскасу (1977) [43]; 13 — метапелиты по А.Б. Ронову, А.А. Мигдисову и С.Б. Лобач-
Жученко (1977) [83]; 14 — гнейсы и 15 — сланцы гранитно-метаморфической оболочки
по А.А. Беусу (1981); 16 — кристаллические сланцы архея и нижнего протерозоя по А.Б. Ро-
нову, Н.В. Бредановой и А.А. Мигдисову (1988); 17 — основные магматические породы
и 18 — амфиболиты щитов и фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.А. Миг-
средний состав и магматических, метаморфигических пород гранитно-
метаморфической оболочки, по-видимому, несколько более кислый,
чем полученный нами ранее [97]. Очевидно, что эти различия
обусловлены главным образом неопределенностью оценок относитель-
ной распространенности гранитов, гранодиоритов и диоритов в маг-
матической части щитов, парагнейсов и кристаллических сланцев, а
также амфиболитов в метаморфической части. Мы считаем, что, веро-
ятно, ближе к истине оценки составов, полученные на основе усред-
нения по площади всех учтенных данных [81]. Поэтому приняли
102
Парагнейсы и кристаллические сланцы
8 9 10 11 12 13 14 15 16
61,94 63,72 64,90 61,39 60,62 61,80 65,63 63,15 60,99
0,60 0,63 0,52 0,62 0,89 1,10 0,58 0,60 0,74
16,10 14,30 16,09 17,10 18,26 17,96 15,83 16,77 16,68
2,49 1,01 1,15 2,69 2,56 — 2,10 2,31 2,08
4,84 4,49 3,70 4,28 5,01 7,05* 3,13 4,12 5,57
0,101 0,091 0,092 0,119 0,093 0,085 0,090 0,120 0,121
3,09 3,47 2,47 3,26 2,90 2,53 2,10 2,85 3,55
3,38 4,95 3,20 2,97 1,17 1,50 3,45 2,43 2,46
2,35 2,11 3,63 2,04 1,84 1,78 3,21 1,97 1,97
2,61 2,08 2,80 2,76 3,54 3,05 2,88 3,21 2,75
0,122 0,116 0,145 0,181 — 0,125 0,200 0,161 0,130
0,25 1,91 0,25 0,39 3,12 3,02 — — 0,91
2,13 1,12 1,05 2,20 0,80 2,31 2,05
707 2 пробы 22 пробы 1698 385 696 ? ? 2958
из 31 об- из 596 об
разца разцов
дисову (1970); 19 — основные породы Канадского щита по Д. Шоу с соавторами (1967);
20 — метаморфизованные вулканогенные породы Канадского щита по К. Иду и У. Фаригу
(1971); 21 — средний состав основных магматических пород и 22 — средний состав
амфиболитов и основных кристаллических сланцев гранитно-метаморфической оболочки
по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому (1976); 23 — основные магматические породы и
24 — амфиболиты гранитно-метаморфической оболочки по А.А. Беусу (1981); 25 — ме-
таморфизованные основные эффузивы архея и нижнего протерозоя по А.Б. Ронову,
Н.В. Бредановой и А.А. Мигдисову (1988); 26 — карбонаты Балтийского и Украин-
ского щитов и фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.М. Мигдисову
(1970); 27 — карбонаты Канадского щита по Д. Шоу с соавторами (1967); 28 — средний
состав карбонатов гранитно-метаморфической оболочки по А.Б. Ронову и А.А. Ярошев-
скому (1976); 29 — кварциты и метапесчаники Балтийского и Украинского щитов и
фундамента Русской платформы по А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову (1970); 30 — кварциты
и метапесчаники Канадского щита по Д. Шоу с соавторами (1967); 31 — средний со-
став метапесчаников гранитно-метаморфической оболочки по А.Б. Ронову и А.А. Яро-
шевскому (1976); 32 — метапесчаники щитов по Н.В. Бредановой и А.А. Мигдисову,
1989 г.
решение изменить пропорции главнейших типов пород при расчете
средних составов так, чтобы согласовать эти оценки.
В общей сложности для расчета составов главнейших типов пород
и территорий щитов использованы химические анализы индивидуаль-
ных и смешанных проб для более чем 35000 образцов. Данные, послужив-
шие основой оценки среднего химического состава магматических и
метаморфических пород щитов, приведены в табл. 38. В эту таблицу
включены для сравнения некоторые оценки средних составов различ-
ных типов пород щитов, полученные А.Б. Роновым и А.А. Мигдисо-
103
Таблица 38 (окончание)
Компо- ненты Основные магматические и метаморфические породы
17 18 19 20 21 22 23 24 25 ।
SiOz 49,49 51,06 52,61 54,41 51,04 52,11 48,87 48,90 50,90
Т1О2 1,20 0,94 1,45 0,82 1,11 0,88 1,13 1,37 1,05
AI2O3 14,89 14,01 13,50 14,08 15,19 14,24 17,32 15,68 13,96
FejOj 4,74 3,86 3,61 1,90 2,58 2,59 3,20 3,63 2,64
FeO 7,69 7,85 6,84 7,39 8,43 8,13 7,32 8,06 8,45
MnO 0,173 0,128 0,175 0,200 0,178 0,173 0,140 0,160 0,194
MgO 7,54 7,28 8,45 6,79 7,23 7,14 7,01 7,16 7,80
CaO 8,65 7,89 6,95 8,09 8,90 9,37 10,61 10,02 9,65
Na2O 2,55 2,22 2,65 2,40 2,62 2,48 2,40 2,51 2,38
K2O 1,06 1,24 1,60 0,79 0,84 0,84 0,90 0,85 0,59
P2O3 0,152 0,169 0,482 0,130 0,205 0,240 0,300 0,160 0,178
CO2 — 0,31 0,17 0,90 0,12 0,28 0,57
H2O 1,86 3,04 1,51 2,10 1,56 1,53 0,80 1,50 1,64
n 251 32 3 пр. из 9 пр. из 580 821 ? ? 3972
17 обр. 166 обр.
вым [81], А.Б. Роновым с соавторами [78], Д.М. Шоу [215],
К. Идом и У. Фаритом [147] и А.А. Беусом [7]. Они отличаются
изученными объектами, методами опробования, группировки и обра-
ботки данных и в этом отношении могут рассматриваться как мето-
дически независимые. Поэтому их вариации могутбыть некоторой ме-
рой устойчивости современных оценок среднего химического соста-
ва главнейших по распространенности пород щитов, определяющих
их состав в целом.
В табл. 39 приведены характеристики новой модели химического
строения гранитно-метаморфической оболочки коры континентального
блока. Средние химические составы кислых, основных, ультраоснов-
ных и щелочных магматических пород взяты из предыдущей работы
[97], в основе оценки которых лежат сотни анализов соответст-
вующих пород щитов и фундамента Русской платформы, Канадского,
Австралийского, Южно-Африканского, Бразильского, Гвианского и
Алданского щитов.
Химический состав большинства метаморфических пород повторяет
прежние оценки [97], полученные на основе усреднения нескольких
тысяч анализов соответствующих пород щитов и фундамента Русской
платформы, Канадского, Австралийского, Южно-Африканского, Бра-
зильского, Гвианского и Алданского щитов. Мы сочли необходимым
только несколько изменить оценку среднего химического состава
парагнейсов и кристаллических сланцев, использовав для ее рас-
чета состав этих пород щитов и фундамента Русской платформы и
две оценки среднего состава гнейсов и сланцев Канадского щита. В
результате этих изменений средний состав метаморфической толщи
104
Карбонаты Метапесчаники
26 27 28 29 30 31 32
15,22 19,20 13,87 81,23 63,96 80,89 72,91
0,09 0,21 0,08 0,26 0,29 0,28 0,49
2,18 3,53 1,83 8,16 8,40 6,76 10,13
1,53 0,34 0,86 1,48 1,85 2,17 1,17
2,08 1,55 1,25 1,36 2,24 1,53 3,44
0,197 0,041 0,289 0,036 0,067 0,130 0,071
14,44 8,05 13,54 1,54 4,37 1,75 2,21
30,00 33,78 31,89 1,39 7,26 1,81 2,50
0,17 0,41 0,25 0,58 1,45 0,99 2,09
0,28 0,86 0,41 1,21 1,29 1,31 2,37
0,686 0,098 0,314 0,050 0,040 0,070 0,132
31,14 31,27 34,02 1,15 8,18 1,45 1,17
1,99 0,66 1,40 1,56 0,60 0,86 1,31
32 2 пр. из 11 236 79 27 717 568
обр.
гранитно-метаморфической оболочки, рассчитанный по новой модели,
приблизился к независимым оценкам среднего состава метаморфичес-
ких пород, полученных А.Б. Роковым и А.А. Мигдисовым [81],
для щитов и фундамента Русской платформы и А.А. Беусом [7] дЛя
гранитно-метаморфической оболочки в целом (см. табл. 40).
В итоге получена новая оценка химического состава гранитно-
метаморфической оболочки (верхней части) континентальной коры, ко-
торая сопоставляется с различными опубликованными данными в
табл. 40. В целом надо сказать, что полученные разными авторами
и разными методами в течение последних 30 лет модели химического
состава гранитно-метаморфической оболочки мало отличаются друг
от друга; даже совершенно производная модель Л.С. Бородина [12],
игнорирующая реальные соотношения пород (он просто усреднил в
пропорции 1:1 состав гранйтоидов и метаморфических пород амфи-
болитовой фации, не уточняя, породы какого химического состава
подразумеваются под этими названиями), весьма близка к остальным.
Это несомненно свидетельствует об устойчивости таких оценок и
позволяет считать современные данные, характеризующие распростра-
ненность главных химических элементов в верхней части континен-
тальной коры весьма достоверными. Очень близка к этим цифрам и
модель С. Тэйлора и С. Мак-Леннана [228], в основу которой
положены данные о составе Канадского щита, подкрепленные балан-
сом распределения многих второстепенных элементов. От нашей пре-
дыдущей новая модель отличается несколько более высоким содержа-
нием кремния и натрия (за счет железа, магния и отчасти калия).
В целом наша новая оценка среднего состава гранитно-метамор-
105
Таблица 39
Объемы, массы и средние химические составы главных типов пород
гранитно-метаморфической оболочки континентального блока земной коры, мае. %
Типы породы Распрост- ранен- ность, % площади Объем, 106 км2 Масса, 1024 г SiO2 Т1О2 AI2O3
Гранитоиды и гра- нито-гнейсы 46,5 1394,0 3,70 66,73 0,452 15,48
Габброиды 1,9 55,8 0,16 50,66 1,109 15,08
Сиениты, нефели- новые сиениты < 0,1 < 2,8 < 0,01 57,73 0,660 18,70
Ультраосновные породы <0,1 <2,8 <0,01 44,53 0,603 5,76
Магматические породы в целом 48,5 1452,6 3,87 66,02 0,482 15,44
Метапесчаники 4,0 119,8 0,31. 72,82 0,491 10,12
Парагнейсы и кристаллические сланцы 39,0 1171,1 3,25 63,32 0,580 15,45
Карбонаты 1,6 48,0 0,12 13,82 0,080 1,82
Железистые цороды 0,4 11,9 0,04 51,06 0,300 5,73
Амфиболиты и другие метаморфи- зованные основные эффузивы 4,1 121,4 0,35 52,05 0,881 14,22
Метаморфизован- ные кислые эффу- зивы 2,4 70,2 0,18 67,68 0,511 14,31
Метаморфические породы в целом 51,5 1542,4 4,25 61,79 0,581 14,45
Г ранитно-метамор- фическая оболочка в целом 100,0 2995,0 8,12 63,81 0,537 14,92
фической оболочки, как и прежде, характеризуется минимальным со-
держанием SiC>2, т.е. наименьшей кислотностью по сравнению с
другими, хотя эти отличия и не столь велики. Однако, как будет
ясно из анализа геохимического баланса вещества континентальной
коры в целом (см. ниже), этот баланс оказывается весьма чувстви-
тельным к величине кремнекислотности верхней части континенталь-
ной коры. Принятие содержания SiO2 в гранито-метаморфической обо-
лочке выше 66% (как, например, в моделях Б.Г. Лутца и А.А. Беу-
са; см. табл. 40) и распространение этой оценки на всю ее массу
(до глубины 14 км) не позволяет построить разумную, внутренне
согласованную модель химического состава континентальной коры в
целом на основе принятой нами гипотезы равенства ее химического
106
Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 c '“"opr CO2 SO3
1,71 2,49 0,056 1,79 2,89 3,58 3,58 0,138 — 0,08 0,090
2,56 8,37 0,177 7,17 8,84 2,60 0,83 0,204 — 0,12 0,220
2,51 2,02 0,150 1,77 3,80 4,85 6,97 0,200 — 0,04 —
4,71 9,21 0,197 24,26 5,61 0,80 0,35 0,080 — 0,15 0,170
1,75 2,75 0,060 2,07 3,14 3,53 3,46 0,141 — 0,08 0,095
1,17 3,44 0,071 2,21 2,49 2,09 2,37 0,132 0,02 1,17 0,040
1,54 4,32 0,095 3,00 3,83 2,69 2,49 0,125 0,13 0,80 0,130
0,86 1,24 0,288 13,49 31,80 0,25 0,41 0,313 0,01 31,92 0,180
21,05 12,13 0,098 3,01 2,96 1,30 0,49 0,108 0,08 0,62 0,190
2,59 8,12 0,174 7,13 9,36 2,47 0,84 0,242 — 0,28 0,010
1,24 3,75 0,076 1,82 2,66 3,11 2,77 0,116 __ 0,26 0,090
1,75 4,53 0,105 3,53 4,93 2,56 2,28 0,141 0,10 1,64 0,114
1,75 3,68 0,086 2,83 4,08 3,02 2,84 0,141 0,05 0,90 0,105
состава среднему составу эффузивных пород складчатых зон конти-
нентов. Для согласования такой гипотезы с более кислым, чем в
нашей модели, составом верхней части континентальной коры необ-
ходимо либо принять более кислым средний состав магматического
вещества мантийного происхождения, либо считать, что такой более
кислый состав характеризует только некоторую верхнюю часть гра-
нитно-метаморфического слоя мощностью менее 14 км (например,
С. Тэйлор и С. Мак-Леннан [228] считают, что масса „верхней части
коры” составляет 25% ее полной массы). Оба эти изменения допусти-
мы, поэтому предлагаемую нами оценку надо считать модельной, ко-
торая может быть несколько изменена последующими исследованиями.
Путь совершенствования мы видим в разработке баланса второсте-
107
Таблица 39 (окончание)
Типы пород S2' С1 F Н2О -О= S, Ch, F1 Сумма
Гранитоиды и гра- нито-гнейсы 0,045 0,020 0,044 0,87 0,045 100,000
Габброццы 0,950 0,020 0,050 1,54 0,500 100,000
Сиениты, нефели- новые сиениты — — — 0,60 — 100,000
Ультраосновные породы 0,020 — — 3,56 0,010 100,000
Магматические породы в целом 0,080 0,020 0,045 0,90 0,063 100,000
Метапесчаники 0,037 0,025 0,030 1,31 0,036 100,000
Парагнейсы и кристаллические сланцы 0,050 0,022 0,065 1,42 0,057 100,000
Карбонаты 0,157 0,030 0,047 1,39 0,105 100,000
Железистые породы — 0,045 0,016 0,83 0,017 100,000
Амфиболиты и другие метаморфи- зованные основные эффузивы Метаморфизован- ные кислые эффу- зивы 0,097 0,030 0,053 1,53 0,077 100,000
— 0,010 0,050 1,57 0,023 100,000
Метаморфические породы в целом 0,053 0,023 0,060 1,42 0,057 100,000
Гранитно-метамор фическая оболочка в целом 0,066 0,022 0,053 1,17 0,060 юо.ооо
пенных элементов и изотопов, но эта задача выходит за рамки нашей
сегодняшней работы.
Главными породами гранитно-метаморфической оболочки являются
граниты, гранодиориты, мигматиты, гранито-гнейсы и глубокомета-
морфизованные осадочные и вулканогенно-осадочные породы, прибли-
жающиеся по химическому составу к кислым и средним магматичес-
ким породам. Породы основного и ультраосновного состава слагают
не более 10% объема оболочки. Эти соотношения предопределяют ее
состав как близкий к гранодиориту, причем магматические породы
в среднем имеют более кислый состав, чем парапороды, что сказы-
вается на характерных геохимических параметрах. Парапороды харак-
теризуются более высокими содержаниями кальция, магния, железа
при меньших содержаниях кремнезема, натрия и калия. В среднем
состав гранитно-метаморфической оболочки по сравнению с вещест-
вом осадочной оболочки отличается повышенным содержанием крем-
незема, щелочей и большинства редких литосферных элементов.
108
Таблица 40
Сопоставление оценок среднего химического состава
гранитно-метаморфической оболочки континентальной коры, мас.%
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
SiO2 66,4 65,6 66,4 63,2 67,1 64,7 67,0 66,1 66,0 65,3
TiO2 0,6 0,59 0,51 0,67 0,50 0,55 0,56 0,5 0,5 0,55
AhOj 15,5 15,6 15,5 15,7 15,3 15,8 15,3 15,3 15,2 15,3
БегОэ 1,8 2,1 1,9 6,0* 1,5 2,3 — 1,7 — 1,8
FeO 2,8 2,9 3,5 — 3,1 3,7 4,8* 3,4 4,5* 3,7
MnO 0,1 0,10 0,07 0,12 0,07 0,10 0,08 0,1 0,08 0,09
MgO 2,0 2,3 2,3 3,1 2,0 3,0 2,2 2,3 2,2 2,9
CaO 3,8 4,1 3,4 5,2 3,8 3,9 3,6 3,9 4,2 4,2
NajO 3,5 3,1 3,2 3,5 3,6 2,8 3,1 3,6 3,9 3,1
K2O 3,3 3,4 3,1 2,3 3,0 3,0 3,2 3,0 3,4 2,9
P2O5 0,2 0,20 0,13 0,18 — 0,16 0,18 0,1 — 0,14
1 — А. Полдерваарт (1955) [203]; 2 — А.Б. Ронов, А.А. Ярошевский (1967) [96]; 3 —
А.Б. Ронов, А.А. Мигдисов (1970) [81]; 4 — Дж. Холланд, Р. Ламберт (1972) [172]; 5 —
Б.Г. Лутц (1975) [56]; 6 — А.Б. Ронов, А.А. Ярошевский(1976)[97]; 7 — А.А. Беус(1981)[7];
8 — Л.С. Бородин (1987) [12]; 9 — С.Р. Тэйлор, С. Мак-Леннан (1985) [228]; 10 — но-
вая модель.
♦Все железо, пересчитанное на FeiOj или FeO.
ГРАНУЛИТ-БАЗИТОВАЯ ОБОЛОЧКА КОНТИНЕНТОВ
К „базальтовой”, или лучше, „гранулит-базитовой” [5] оболочке
континентальной коры в этой работе отнесена нижняя часть крис-
таллической коры континентов и субконтинентов, которая, согласно
общепринятым геофизическим данным, залегает между границей Кон-
рада, отделяющей ее от гранитно-метаморфического слоя, и раз-
делом Мохоровичича (см. главу 2). Ее масса составляет несколько
более половины (52,3%) массы (50,1% объема) коры континентального
блока (11,68-1024 г, средняя мощность 19 км).
В настоящее время состав глубинных зон континентальной коры
остается неопределенным, поскольку для него полностью отсутствуют
прямые геохимические данные, а геофизические наблюдения не могут
быть однозначно истолкованы в химическом смысле; неопределенность
в составе этого слоя является основным источником ошибок при рас-
чете среднего состава континентальной коры в целом. Поэтому обыч-
но приходится принимать те или иные гипотезы о природе вещества
гранулит-базитового слоя. В работах В.В. Белоусова ([5] и др.)
предлагается считать его близким глубоко метаморфизованным поро-
дам основного состава. При этом главным аргументом является ин-
терпретация геофизических данных и представления о термодинами-
ческих условиях состояния вещества на этих глубинах [5, 6].
Б.Г. Лутц [56], используя этот подход, привлек реальные данные
по химическому составу гранулитовых комплексов, которые, как он
109
полагает, могут быть непосредственными представителями этого глу-
бинного вещества. Полученный таким образом состав оказывается
более кислым и приближается к средним породам (андезитам). Близ-
кую позицию занимают К.С. Хейер ([169] и др.), Б.Л. Уивер и
Дж. Тарни [234]. Эту точку зрения разделяют и некоторые другие
исследователи (например, Дж. Холланд и Р. Ламберт[172], Л.С. Бородин
[12]). Существует и другая, крайняя точка зрения, согласно которой
химический состав глубоких зон континентальной коры аналогичен
составу ’’гранитного” слоя, а отличия физических свойств объясняются
иными термодинамическими условиями, в которых находится вещество
’’базальтового” слоя [66]. С другой стороны, обращается вни-
мание на то, что во многих районах мира в нижних горизонтах
наиболее древних архейских формаций залегают основные породы, сла-
гающие так называемые зеленокаменные пояса или ’’зеленокаменные
ядра” континентов (см. [97]); построенные нами ранее на подобных
основаниях модели [96, 97] объединяют разные точки зрения и являются
произвольными. Все основания таких гипотез остаются косвенными
и не могут быть проверены независимыми наблюдениями. Необходима
более сильная идея. С нашей точки зрения, более определенное
решение может быть предложено на основании концепции геохими-
ческого баланса.
Отличительной особенностью континентальной коры, как извест-
но, является принципиальная роль в ее сложении гранитного мате-
риала (см. предыдущий раздел). По-видимому, геологически ясно, что
’подавляющая масса гранитоидов формируется в процессах глубокой
переработки — гранитизации осадочно-метаморфических пород, хотя
как-будто есть основания некоторую (незначительную по массе) часть
гранитоидов считать производными базальтовой магмы (см., наНример,
[47, 103]). Такая генетическая природа гранитных масс континенталь-
ной коры предполагает их формирование в коре, уже близкой по
составу к самим гранитам, т.е. в пределах гранитно-метаморфи-
ческой оболочки, и не решает проблему происхождения гранитного
вещества коры в принципе. Дело в том, что, конечно, невозмохсно
получить гранитное вещество, составляющее существенную часть
коры континентов и определяющее специфику ее среднего хими-
ческого состава: сколько бы это вещество в таких процессах не
Перерабатывалось, средний его состав, т.е. средний состав коры,
остался бы базальтовым. Поэтому для решения проблемы происхожде-
ния гранитного вещества континентальной коры необходимо найти путь
выноса его из глубин Земли (мантии), и этот процесс должен быть
главным процессом формирования континентальной коры. На этом
пути, при такой постановке проблемы — найти процесс поступления
из мантии в континентальную кору собственно гранитного вещества —
по-видимому, стоят непреодолимые трудности.
Действительно, непосредственное выплавление в ультраосновном
веществе мантии гранитоидных расплавов и внедрение их в кору не
представляется реальным ни по физико-химическим, ни по геологи-
ческим соображениям. Формирование всей массы гранитоидов конти-
нентальной коры как продукта дифференциации базальтовой магмы, как
110
допускал еще Н.Л. Боуэн [132], весьма непросто представить по фи-
зйко-химическим соображениям. Это предположение, кроме того, озна-
чает Существование под гранитной корой огромных масс более основ-
ных дифференциатов, которым, по-видимому, нет места в геофизичес-
ких схемах строения коры и верхних частей мантии, и противоречит
геологической независимости базальтового и гранитоидного магма-
тизма, что подчеркивал еще Ф.Ю. Левинсон-Лессинг [51]. Нако-
нец, предположение об образовании гранитного вещества в более
основной, более древней коре за счет поступления мантийных
флюидов, вызывающих гранитизацию и обеспечивающих необходимый
массоперенос, нереалистично из-за необходимости допускать учас-
тие огромных масс гипотетических растворов (на порядки превы-
шающих массу, например, океанической воды), которые могли бы
обеспечить растворение и перенос требуемых масс прежде всего крем-
ния и щелочных металлов (см., например, оценки Е.Н. Люстиха и
А.Я. Салтыковского [58] или Н.Л. Добрецова [35]); остается непонят-
ной и физико-химическая природа таких растворов, которые, рож-
даясь в ультраосновном веществе мантии, были бы в равновесии с
гранитным парагенезисом твердых фаз [124].
С другой стороны, есть геологически очевидный процесс выноса
продуктов дифференциации мантии и формирования континентальной
коры — геосинклинальный и орогенный (островодужный) вулканизм.
Еще Е.Н. Мархинин [59] показал, что современная скорость поступ-
ления на поверхность Земли вулканического материала вполне до-
статочна, чтобы за 4,5 млрд лет земной истории составить массу,
равную массе континентальной коры. Проблема, однако, заключается
в том, что средний состав вулканитов не просто согласовать с со-
ставом континентальной коры. Наши данные (см. предыдущее разделы)
показывают, что основную массу эффузивного материала складчатых
зон континентальной коры составляют базальты, андезиты, дациты и
риолиты в приблизительной пропорции 6:3:0,5:0,5. Средний химический
состав этой смеси (см. табл. 35) оказывается существенно более
основным, чем средний состав пород щитов (гранитно-метаморфичес-
кой оболочки). Причиной этого различия как раз и является широкое
развитие в гранитно-метаморфической оболочке гранитов. Предполо-
жение о резком преобладании андезитов [225, 226, 228, 177, 35] (или —
в интрузивном варианте — диоритов [8]) среди формирующих кору гео-
синклинальных и орогенных (островодужных) магматических пород
позволяет уменьшить наблюдаемые различия или даже получить пол-
ный баланс, но оно не может быть принято, поскольку не подтверж-
дается оценкой реальной распространенности вулканических пород
складчатых зон континентов; кроме того, состав щитов — гранитно-
метаморфической оболочки — значимо более кислый в целом, чем ан-
дезиты (см. предыдущий раздел).
Но может быть другой выход из положения. Можно предполо-
жить, что химический состав континентальной коры Земли действи-
тельно тождественно равен (за исключением летучих) среднему сос-
таву вулканических Пород складчатых зон континентов, а различие
между последним и средним составом обнажающихся на поверхности
111
Таблица 41
Модели химического состава гранулит-базитовой оболочки
континентальной коры, мас.%
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8
SiO2 59,39 56,05 58,8 63,0 54,4 49,56 56,0 48,69
TiOj 0,92 0,86 0,8 0,55 1,0 1,88 1,1 1,12
А12Оз 15,80 14,60 16,2 16,1 16,1 17,64 15,7 17,74
FeO 7,50 9,64 7,4 5,47 10,6 11,28 8,8 10,81
МпО 0,19 0,17 0,15 — — 0,18 0,1 0,22
MgO 3,93 6,51 5,3 3,50 6,3 6,41 5,5 6,70
CaO 6,17 8,27 6,1 5,76 8,5 8,74 7,9 11,69
Na2O 3,16 2,39 3,2 4,53 2,8 3,32 3,1 2,71
K2O 2,63 1,35 2,0 1,03 0,33 0,63 1,6 0,07
P2O5 0,31 0,16 — — — 0,36 0,1 0,25
1 — А.Б. Ронов, А.А. Ярошевский (1967) [96], произвольная смесь в пропорции 1:1
геосинклинальных базальтов и вещества гранитно-метаморфического слоя; 2 — А.Б. Ро-
нов, А.А. Ярошевский (1976) [97], то же, в пропорции 2:1; 3 — Б.Г. Лутц (1975) [56], сред-
ний состав гранулитовых комплексов докембрия; 4 — Б. Уивер, Дж. Тарни (1984) [234],
средний состав гранулитов; 5 — С. Тэйлор, С. Мак-Леннан (1985) [228], рассчитаны как
разность между составом "андезитовой” модели континентальной коры и составом верх-
ней коры, составляющей 25% массы всей коры; 6 — Д.А. Ярошевский (1985) [122], рас-
считан на основе идеи геохимического баланса; 7 — Л.С. Бородин (1987) [12], произволь-
ная смесь гранулитов, эклогитов и амфиболитов; 8 — новая модель.
пород (осадочной и гранитно-метаморфической оболочек) обусловлено
перераспределением вещества коры и ее химической дифференциацией
в палингенно-метаморфических процессах. С этой точки зрения ком-
плементарным, дополняющим до среднего должен быть состав глубин-
ных зон континентальной коры, ее гранулит-базитового слоя. Таким
образом, предлагаемая гипотеза построена на двух постулатах:
во-первых, на предположении о формировании континентальной коры
как непосредственно накоплении продуктов геосинклинального и оро-
генного (островодужного) вулканизма, во-вторых, на предположении
о принципиальном значении в формировании химической расслоен-
ности континентальной коры разделения химических элементов в ходе
палингенно-метаморфических процессов как закономерного компонен-
та геохимического круговорота вещества земной коры. Оба эти по-
ложения не являются новыми; более того, в той или иной форме эти
предположения неоднократно обсуждались и в настоящее время яв-
ляются достаточно распространенными. Здесь мы обращаем внимание
на то, что их достаточно, чтобы, опираясь на современные факти-
ческие данные, построить полный непротиворечивый геохимический
баланс вещества континентальной коры [122] и рассчитать средний
химический состав ее гранулит-базитовой оболочки.
Согласно принятой гипотезе состав гранулит-базитовой оболочки
рассчитан как разность между средним химическим составом эффу-
зивов складчатых зон континентальной коры и составом палинген-
112
28
Основные
—27
26
25 ,
Кислые и средние
магматические
и
метаморфические
породы
магматические
и
метаморщицес-
рие породы —
—« У
--12
~=2-и
ЭЕЕЛ
'5
------3
Рис. 27. Скорости продольных волн в гранитно-метаморфической и гранулит-базитовой
оболочках континентальной коры и наиболее распространенных типах пород (по экспе-
риментальным данным)
1 — диапазон наблюдаемых значений скоростей для гранитно-метаморфического и
гранулит-базитового слоев; 2 — наиболее характерные значения скоростей для гранитно-
метаморфического и гранулит-базитового слоев; 3 — оцененные значения скоростей для
основных пород фации гранатовых гранулитов; 4 — для основных пород при 15—20 кбар;
5 — для пород гранулитовой фации при давлении 4 кбар; 6 — породы гранулитовой
фации при высоком давлении; 7 — метаморфизованные ортопороды основного состава
при давлении 5 кбар; 8 — основные кристаллические сланцы при давлении 5 кбар;
9 — породы амфиболитовой фации при высоких давлениях; 10 — амфиболиты, хлорито-
вые и актинолит-хлоритовые сланцы при давлении 4 кбар; 11 — метаморфические и
магматические породы основного состава при давлении 4 кбар; 12 — основные магма-
тические породы при давлении 4 кбар; 13 — амфиболиты, хлоритовые и актинолит-
хлоритовые сланцы при атмосферном давлении; 14 — высокоглиноземистые породы
амфиболитовой и гранулитовой фаций при давлении 5 кбар; 15 — кислые и средние
магматические породы при давлении 5 кбар; 16 — граниты, гнейсы, кварц-слюдя-
ные и кварц-полевошпатовые сланцы при давлении 15—20 кбар; 17, 18 — кислые магма-
тические породы при давлении 4 кбар; 19, 20 — гнейсы при давлении 4 кбар; 21 — биотит-
ллагиоклазовые гнейсы при давлении 4 кбар; 22 — кварц-биотит-полевошпатовые сланцы
при давлении 4 кбар; 23 — филлиты, кварц-серицитовые сланцы при давлении 4 кбар; 24,
25 — кислые магматические породы при атмосферном давлении; 26 — гнейсы при атмос-
ферном давлении; 27 — биотит-плагиоклазовые гнейсы при атмосферном давлении; 28 —
филлиты, кварц-серицитовые сланцы при атмосферном давлении. Треугольником отме-
чены средние значения, вычисленные авторами цитируемых работ. Ссылки на исполь-
зованные материалы см. в [97]
8. Зак. 793
113
ного магматического материала, средний состав которого принят
равным составу интрузивных магматических пород гранитно-мета-
морфической оболочки (более подробно расчет баланса рассмотрен
в следующей главе). Результаты этих расчетов приведены в табл. 41,
в которой наша оценка сопоставляется с некоторыми другими моде-
лями.
По содержанию кремнезема рассчитанный состав гранулит-базито-
вого слоя отвечает основным магматическим породам и возвращает
нас к классической геофизической гипотезе, отождествляющей состав
’’базальтового” слоя континентов с базальтовым веществом в узком
смысле этого слова. Этот состав оказывается близким к двум прин-
ципиальным с точки зрения строения коры типам вещества: геосинк-
линальным базальтам и основным кристаллическим сланцам гранулито-
вых комплексов (см., например [56]) — и может быть полностью
согласован с геофизическими данными (рис. 27) (см. [6, 97, 139].
Оценка среднего химического состава гранулит-базитового слоя на
основе усреднения реальных данных по всем породам гранулитовых
комплексов (см., например [12, 56, 169, 172, 234] приводит к сущест-
венно более кислому составу и не позволяет построить полный
геохимический баланс вещества континентальной коры; эта оцен-
ка не может быть принята. По этим же соображениям представляется
слишком кислым состав нижней коры согласно ’’андезитовой” модели
С. Тэйлора и С. Мак-Леннана [228].
БАЗАЛЬТОВАЯ ОБОЛОЧКА ОКЕАНОВ
Обычно базальтовая оболочка океанов отождествляется с III сейс-
мическим слоем океанической коры. Многочисленные драгировки в
местах обнажения пород III слоя (рифтовые долины срединно-океани-
ческих хребтов, трансформные разломы) неизменно поднимают различ-
ные магматические и метаморфические породы основного состава
(габбро, амфиболиты, метаморфизованные базальты, гипербазиты)
[34, 62, 120, 233 и др.]. Относительная распространенность этих
пород (особенно вклад ультраосновных пород) остается неопреде-
ленной, но близость среднего химического состава самых распро-
страненных разновидностей — габбро, амфиболитов, зеленых слан-
цев — к составу океанических толеитов (табл. 42) и относительно
малая дисперсия составов позволяет при оценке общего химичес-
кого состава вещества III сейсмического слоя океанической коры
опираться на достоверную оценку среднего состава базальтов океани-
ческого дна, которая и принята в настоящей работе, Такой состав
базальтового слоя океана полностью согласуется с геофизическими
данными (см., например [62, 138, 233]). Эта модель химического
состава базальтовой оболочки океана, вероятно, недооценивает неко-
торый вклад ультраосновных пород (серпентинитов и др.), а также
измененных базальтов, что резче всего должно сказаться на средних
цифрах содержания SiCh, MgO и NasO, но корректный учет этих
поправок сегодня невозможен.
Практически целиком сложен базальтами и II сейсмический — вул-
114
Таблица 42
Средний химический состав главных типов магматических
и метаморфических типов пород II и III сейсмических слоев океанов
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8
SiO2 50,56 49,47 50,60 49,17 50,64 50,89 52,25 52,12
TiO2 1,41 2,49 0,66 1,09 1,85 1,72 1,21 1,18
AI2O3 15,07 15,21 16,14 16,88 15,91 14,79 15,71 15,97
Fe2O2 1,74 3,59 2,17 3,42 2,98 2,76 — 3,05
FeO 8,88 8,77 4,85 5,80 9,59 6,31 8,97* 5,77
MnO 0,18 0,17 0,13 0,14 0,20 0,22 0,19 0,15
MgO 7,59 7,30 10,87 9,19 8,75 9,23 7,61 8,57
CaO 11,81 8,47 11,76 11,32 5,96 10,00 10,53 9,30
Na2O 2,43 3,10 2,68 2,66 3,85 3,31 3,36 3,69
K2O 0,19 1,03 0,14 0,26 0,14 0,60 0,17 0,07
P2O, 0,14 0,40 — 0,07 0,13 0,17 — 0,13
n 1939 210 37 58 14 9 12 4
1 — средний состав базальтов ассоциации срединно-океанических хребтов и 2 — сред-
ний состав вулканических пород ассоциации подводных гор, асейсмичных хребтов и
вулканических поднятий по А.А. Ярошевскому и Т.И. Цехоне(1986)[125](см. табл. 33,34);
3 — габбро океанических хребтов по Л.В. Дмитриеву, А.Я. Шараськину и А.В. Гара-
нину (1976) [34]; 4 — габбро океанов; 5 — спилиты Аравийско-Индийского хребта и 6 —
амфиболиты океанов по Г.Л. Кашинцеву (1979) [42]; 7 — амфиболиты океанических об-
ластей по С. Силантьеву (1983) [99]; 8 — зеленый сланец Срединно-Атлантического
хребта по У. Мэдсону и Т. Ван-Анделю (1968) [120].
каногенный — слой океанической коры. Данные глубоководного буре-
ния неизменно указывают на резкое преобладание в их составе океа-
нических толеитов, средний химический состав которых известен
с высокой степенью достоверности (см. табл. 33). При расчете
среднего состава этих вулканических пород в целом мы включили
в их состав вулканические породы океанических островов в пропор-
ции, определенной по объемным соотношениям (348,5-106 км3 породы
II слоя и 12,5-105 км3 океанические острова).
Итоговая оценка среднего, химического состава пород II и III
сейсмических слоев океанической коры приведена в табл. 43 В сле-
дующем разделе. Общая масса вещества базальтовой оболочки океа-
нов, включая II сейсмический слой, составляет 97,1% всей массы
(94,7% объема) океанической коры (5,96-Ю24 г, средняя мощность
6,9 км).
Таким образом, океаническая кора почти нацело сложена прими-
тивными толеитовыми базальтами и их метаморфическими эквива-
лентами. Эти базальты, если исключить небольшой процент щелоч-
ных разностей, характеризуются низкими содержаниями К, Rb, Sr,
Ba, Y, TR, P, U, Th, Zr, высокими величинами отношений K/Rb и Na/K,
что резко отличает их от главных типов вулканических пород кон-
тинентов и свидетельствует о полной их формационной самостоятель-
115
Таблица 43
Объемы, массы и средний химический состав оболочек континентальной,
субконтинентальной и океанической земной коры, мае. %
Тип коры Оболочка (слой) Объем. 106 км* Мощ- ность, км Масса, 10м г S1O2 ТЮ2 АБОз
Континенталь- Осадочная 765 5,1 1,90 51,82 0,659 12,89
ный Гранитно-мета- морфическая 2510 16,9 6,80 63,81 0,537 14,92
Гранулит-бази- 3225 21,6 9,35 48,69 1,12 17,74
товая
Кора континен- тов в целом 6500 43,6 18,05 54,71 0,851 16,17
Субконтинен- Осадочная 250 3,9 0,62 51,82 0,659 12,89
тальный Гранитно-мета- морфическая 490 7,7 1,32 63,81 0,537 14,92
Гранулит-бази- 810 12,6 2,33 48,69 1,12 17,74
товая Субконтинен- тальная кора в целом 1550 24,2 4,27 53,82 0,874 16,16
Кора континентального блока 8050 37,8 22,32 54,55 0,855 16,17
в целом Океанический Осадочная (I слой) 115 0,4 0,18 39,72 0,563 9,51
Вулканогенная (II слой) 361 1,2 1,05 50,16 1,44 14,97
Базальтовая (III слой) 1694 5,7 4,91 50,20 1,40 14,97
Кора океанов в целом 2170 7,3 6,14 49,89 1,381 14,81
Земная кора в целом 10220 20,0 28,46 53,54 0,970 15,87
ности в геологической истории Земли, что подчеркивается всеми
исследователями и широко используется при решении проблем гео-
тектонической эволюции земной коры (см., например, [11, 12, 57,
65, 120, 154, 202 и др.]).
ЗЕМНАЯ КОРА В ЦЕЛОМ
Измерения показали, что около 64% объема (63% массы) коры
сосредоточено на континентах, а с учетом коры субконтинентального
типа эта цифра возрастает до 79% (78% массы). Таким образом, кон-
тинентальному блоку противостоит только около 21% объема(22%мас-
сы) океанической коры. Отношение объемов коры древних платформ к
объемам коры послерифейских складчатых зон составляет приблизи-
тельно 1,5:1, тогда как средние мощности последних на 1 км больше
средней мощности коры платформ (см. табл. 1). Эта слабо выражен-
ие
РегОз FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Copr CO2 SO,
2)50 2,91 0,115 3,32 9,93 1,96 2,23 0,162 0,48 7,21 0,219
1,75 3,68 0,086 2,83 4,08 3,02 2,84 0,141 0,05 0,90 0,105
— 10,81 0,22 6,70 11,69 2,71 0,07 0,25 — — —
0,92 7,29 0,158 4,89 8,64 2,75 1,34 0,199 0,07 1,10 0,063
2,50 2,91 0,115 3,32 9,93 1,96 2,23 0,162 0,48 7,21 0,219
1,75 3,68 0,086 2,83 4,08 3,02 2,84 0,141 0,05 0,90 0,105
—• 10,81 0,22 6,70 11,69 2,71 0,07 0,25 — — __
0,90 7,46 0,162 5,01 9,08 2,70 1,24 0,204 0,09 1,33 0,065
0,92 7,32 0,159 4,91 8,72 2,74 1,32 0,201 0,07 1,14 0,063
3,34 1,31 0,260 2,13 19,18 1,43 1,51 0,198 0,11 14,29 0,355
1,79 8,82 0,180 7,53 11,62 2,43 0,22 0,150 — — —
1,73 8,82 0,180 7,54 11,73 2,41 0,19 0,140 —— — —
1,79 8,60 0,181 7,38 11,93 2,38 0,23 0,143 — 0,42 0,010
1,11 7,60 0,164 5,44 9,41 2,66 1,0» 0,189 0,06 0,99 0,052
ная тенденция проявляется гораздо более отчетливо при рассмотре-
нии конкретных профилей сейсмического зондирования платформ и
складчатых поясов, данные которых показывают, что максимальные
мощности коры платформ не превышают 50 км, тогда как мощность ко-
ры складчатых поясов достигают 75 км [6]. Из цифр табл. 1
намечается и другая тенденция, а именно, рост средних мощнос-
тей коры от древних к молодым складчатым поясам. Эта закономер-
ность тесно связана с рельефом поверхности: наиболее возвышенные
участки приурочены к молодым (альпийским и мезозойским) складча-
тым зонам, а менее возвышенные — к более древним (герцинским,
каледонским и байкальским). Аналогичная тенденция к уменьшению
мощности прослеживается и в пределах области развития океаничес-
кой коры — от древнейших впадин к впадинам кайнозойских и совре-
менных геосинклинальных систем (см. табл. 1). Средняя мощность
117
Таблица 43 (окончание)
Тип коры Оболочка (слой) s2+ Cl F Н2О -О= S, Cl2, f2 Сумма
Континен- Осадочная 0,221 0,539 0,046 3,04 0,251 100,000
тальный
Гранитно-мета- морфическая 0,066 0,022 0,053 1,17 0,060 100,000
Гранулит-бази- товая — — — — — 100,00
Кора континен- тов в целом 0,048 0,065 0,025 0,76 0,049 100,000
Субконтинен- Осадочная 0,221 0,539 0,046 3,04 0,251 100,000
тальный
Гранитно-мета- морфическая 0,066 0,022 0,053 1,17 0,060 100,000
Гранулит-бази- товая — — — — — 100,00
Субконтинен- тальная кора в целом 0,054 0,084 0,023 0,80 0,056 100,000
Кора континентального блока 0,049 0,068 0,025 0,77 0,050 100,000
в целом
Океанический Осадочная (I слой) 0,038 0,136 0,052 5,94 0,072 100,000
Вулканогенная (II слой) — — — 0,69 — 100,000
Базальтовая (III слой) — — 0,69 — 100,000
Кора океанов в целом 0,001 0,004 0,002 0,85 0,002 100,000
Земная кора в целом 0,039 0,055 0,020 0,78 0,039 100,000
всей земной коры, включая материки и океаны, составляет около
20 км.
Масса земной коры в целом, по нашим оценкам, составляет 0,48%
от массы всей Земли (5976-1024 г) или около 0,71% от массы мантии
(около 4000-1024 г); при этом на массу коры континентального блока
приходится 0,56%, а океанов — лишь 0,15% массы мантии.
Результаты расчетов химического состава оболочек и различных
типов земной коры приведены в табл. 43; распределение масс глав-
нейших химических компонентов коры приведено в табл. 44.
Земная кора в целом по кремне кислотности оказывается нес-
колько более основной, чем андезито-базальты, но такая обоб-
щенная характеристика вряд ли имеет какой-либо геологический
смысл. Совершенно очевидна гетерогенность земной коры, два глав-
ных типа которой, континентальной и океанический — имеют раз-
ив
ное происхождение и соответственно различный средний химический
состав.
Предложенная нами модель состава континентальной коры, осно-
ванная на гипотезе формирования этого типа коры в результате
накопления материала мантийного магматизма, имеет средний состав,
близкий к андезито-базальтам. В составе коры континентального бло-
ка сосредоточено около 80% полной массы SiO2 в земной коре, 95%
массы КгО, 81% массы NazO, но лишь 73% массы СаО, 74% массы Fe,
71% массы MgO.
В составе континентальной коры на долю осадочных пород при-
ходится не более 10% массы. В верхней части кристаллической коры
приблизительно равные объемы занимают магматические и мета-
морфические породы. Эта схема строения континентальной коры
принципиально отличается от классической схемы Кларка—Гольд-
мидта, которые считали, что кристаллическая кора сложена на 90%
магматическими породами.
По химическому составу резко преобладающими в континен-
тальной коре оказываются магматические и метаморфические поро-
ды кислого состава (гранитоиды, гранито-гнейсы, мигматиты, параг-
нейсы, кристаллические сланцы, а также кислые эффузивы и их ме-
таморфические эквиваленты) (табл. 45), а также основные магма-
тические и метаморфические породы, которые, согласно модели, поч-
ти нацело слагают гранулит-базитовый слой и пользуются некото-
рой, в общем незначительной распространенностью в составе гра-
нитно-метаморфической и осадочной оболочках. Все остальные типы
пород характеризуются столь незначительной распространенностью,
что практически не сказываются на среднем химическом составе
коры.
В табл. 46 собраны воедино оценки среднего химического сос-
тава коры континентов, полученные разными авторами за послед-
ние 50 лет. В общем все они оказываются довольно близкими и
достаточно определенно характеризуют тип вещества континен-
тальной коры в сопоставлении с корой океанической и метеоритным
веществом. Тем не менее весьма отчетливо проявляются некоторые
систематические отличия разных моделей, которые отражают раз-
личные методические подходы и принятые основополагающие гипо-
тезы.
Модель А.П. Виноградова по сути относится к верхней части
континентальной коры и рассчитанная как смесь гранитов и ба-
зальтов в пропорции 2:1 очень близка к современной оценке соста-
ва гранитно-метаморфической оболочки (см. табл. 39, 43). Такой же
достаточно кислый состав приписывают континентальной коре мо-
дели Дж. Холланда и Р. Ламберта, Б.Г. Лутца, Б. Уивера и Дж. Тар-
ни, основанные на использовании для характеристики состава нижней
коры реальные данные и химическом составе гранулитовых комплек-
сов.
Модели Ф. Кларка и В. Гольдшмидта, а также С. Тэйлора 1964 г.
основаны на оценке среднего состава магматических пород или
расчете пропорции гранитного и базальтового вещества в соот-
119
Таблица 44
Массы компонентов в оболочках континентальной,
субконтинентальиой и океанической земной коры, 102’ г
Тип коры Оболочка (слой) SiO2 ТЮ2 AI2O3 Fe2O3 FeO
Континен- Осадочная 0,9846 0,0125 0,2449 0,0475 0,0553
тальный Гранитно-мета- 4,3391 0,0365 1,0146 1,1190 0,2502
морфическая Гранулит-бази- 4,5525 0,1047 1,6587 — 1,0107
товая Кора континен- 9,8762 0,1537 2,9182 0,1665 1,3162
Субконти- тов в целом Осадочная 0,3213 0,0041 0,0799 0,0155 0,0180
нентальный Гранитно-мета- 0,8423 0,0071 0,1969 0,0231 0,0486
морфическая Гранулит-бази- 1,1345 0,0261 0,4134 — 0,2519
товая Субконтинен- 2,2981 0.0373 0,6902 0,0386 0,3185
тальная кора в целом Кора континентального блока 12,1743 0,1910 3,6084 0,2051 1,6347
в целом Океаничес- Осадочная 0,0715 0,0010 0,0171 0,0060 0,0024
кий (I слой) Вулканогенная 0,5267 0,0151 0,1572 0,0188 0,0926
(II слой) Базальтовая 2,4648 0,0687 0,7350 0,0850 0,4331
(III слой) Кора океанов в 3,0630 0,0848 0,9093 0,1098 0,5281
целом Земная кора в целом 15,2373 0,2758 4,5177 0,3149 2,1628
ветствии с балансом распространенности химических элементов в
осадочных породах. Они по своей сути так же, как и модель
А.П. Виноградова, относятся к верхней части коры, но переоце-
нивают вклад основных магматических пород, входящих в состав
осадочной оболочки и относительно широко распространенных на
обнажающейся поверхности Земли.
Заметно более основным по химическому составу оказываются
модели А. Полдерваарта, К. Пакизера и Р. Робинсона, А.А. Беуса,
опирающиеся на геофизические данные и приписывающие в различной
степени основной состава нижней части континентальной коры.
Предложенная нами модель, как и модель одного из авторов
[122, 123], основанная на идее геохимического баланса вещества
континентальной коры и ее происхождения в результате накопления
продуктов геосинклинального и орогенного магматизма, оказывается
наиболее основной. Такая модель позволяет по-новому взглянуть
на многие геохимические, геофизические и петрологические проб-
120
МпО MgO CaO Na2O К2О Р1О5 с ''орг СОг SO3
0,0022 0,0631 0,1886 0,0372 0,0424 0,0031 0,0091 0,1370 0,0042
0,0058 0,1924 0,2774 0,2054 0,1931 0,0096 0,0034 0,0612 0,0071
0,0206 0,6265 1,0930 0,2534 0,0065 0,0234 — — —
0,0286 0,8820 1,5590 0,4960 0,2420 0,0361 0,0125 0,1982 0,0113
0,0007 0,0206 0,0616 0,0122 0,0138 0,0010 0,0030 0,0447 0,0014
о,ооп 0,0373 0,0539 0,0399 0,0375 0,0019 0,0007 0,0119 0,0014
0,0051 0,1561 0,2724 0,0633 0,0016 0,0058 — — —
0,0069 0,2140 0,3878 0,1152 0,0529 0,0087 0,0037 0,0566 0,0028
0,0355 1,0960 1,9468 0,6112 0,2949 0,0448 0,0162 0,2548 0,0141
0,0005 0,0038 0,0345 0,0026 0,0027 0,0004 0,0002 0,0257 0,0006
0,0019 0,0791 0,1220 0,0255 0,0023 0,0016 — — —
0.0088 0,3702 0,5760 0,1183 0,0093 0,0069 — — —
0,0112 0,4531 0,7325 0,1464 0,0143 0,0089 0,0002 0,0257 0,0006
0,0467 1,5491 2,6793 0,7576 0.3092 0,0537 0,0164 0,2805 0,0147
лемы, Она приводит К меньшим оценкам масс в земной коре
МНОГИХ литофильных, в особенности цекргеррнтных, элементов, в
частности К, и и Th, и заметно уменьшает рассчитываемый вклад
ЭТИХ элементов В генерации) твида В коре. Менее острыми в связи
с этим становятся проблемы глубины переработки мантии и степени
концентрирования этих элементов р ходе процессов выплавления
вещества земной коры. Мы обращаем внимание НВ то, что все
модели континентальной коры с более кислым средним составом
неизбежно требуют найти путь формирования в ходе дифференциа-
ции МйНТИИ ОГРОМНЫХ масс кислого материала, возможный меха-
низм образования которого в ультрйрсновном веществе мантии и
геологическая обстановка внедрения в кору представляются в выс-
шей степени проблематичными. Принятая нами гипотеза и основан-
ная на ней модель позволяют отказаться от представлений о круп-
номасштабном переносе вещества из мантии в кору гипотетиче-
скими гранитизирующими растворами и вообще сводит проблему
121
Таблица 44 (окончание)
Тип коры Оболочка (слой) S2- С1 F Н2О -0= S. CI2.F2
Континен- Осадочная 0,0042 0,0102 0,0009 0,0578 0,0048
тальный Г ранитно-мета- 0,0045 0,0015 0,0036 0,0796 0,0040
морфическая Гранулит-бази- — — — — —
товая Кора континен- 0,0087 0,0117 0,0045 0,1374 0,0088
Субконти- тов в целом Осадочная 0,00)4 0,0033 0,0003 0,0188 0,0016
нентальный Гранитно-мета- 0,0009 0,0003 0,0007 0,0154 0,0008
морфическая Гранулит-бази- — — — — —
товая Субконтинен- 0,0023 0,0036 0,0010 0,0342 0,0024
тальная кора в целом Кора континентального блока 0,0110 0,0153 0,0055 0,1716 0,0112
в целом Океаничес- Осадочная 0,0001 0,0002 0,0001 0,0107 0,0001
кий (I слой) Вулканогенная — — 0,0072 —
(II слой) Базальтовая 0,0339
(III слой) Кора океанов в 0,0001 0,0002 0,0001 0,0518 0,0001
Земная кора целом в целом 0,0111 0,0155 0,0056 0,2234 0,0113
гранитообразования к чисто коровым процессам [124]. Насколь-
ко вытекающие из этих положений следствия окажутся продук-
тивными, должны показать дальнейшие исследования, но мы не ви-
дим в настоящее время каких-либо принципиальных противоречий.
Средний химический состав коры океанов предопределен подав-
ляющей распространенностью магматических и метаморфических
пород основного состава. Для нее характерны низкие (по сравне-
нию с континентальной корой) содержания SiOj, очень низкое
содержание К2О, повышенное содержание MgO, а также СаО, за-
метный вклад в содержание которого дают и глубоководные осад-
ки. В соответствии с практически общепринятыми в настоящее
время представлениями, такие особенности состава океанической
коры объясняются спецификой состава и условий формирования в
мантии геохимически ’’примитивных” толеитовых базальтов срединно-
океанических хребтов.
Сложным и нерешенным, но крайне важным для геохимии яв-
ляется вопрос о количестве воды, заключенной в земной коре
и гидросфере в целом. Полученная нами цифра (0,40 1024 г) пред-
122
Таблица 45
Распространенность и масса главнейших петрографических типов пород
в земной коре
Оболочка и тип пород Распространен- ность, % объема земной коры Масса, 1024 г
Осадочная оболочка Земли 11,07 2,70
пески и песчаники 2,41 0,55
глины и глинистые сланцы 4,94 1,18
карбонаты 1,97 0,50
кремнистые породы 0,22 0,05
соли, гипсы и ангидриты 0,12 0,03
вулканические породы 1,41 0,39
в том числе базальты и субщелочные базальты 0,83 0,23
андезиты, трахиандезиты и трахиты 0,44 0,12
дациты и трахидациты 0,07 0,02
риолиты и трахириолиты 0,07 0,02
Гранитно-метаморфическая оболочка континен- 29,33 8,12
тального блока
гряннтоиды и гранито-гнейсы 13,65 3,70
габброиды 0,55 0,16
сиениты и нефелиновые сиениты 0,01 0,005
ультраосновные породы 0,01 0,005
метапесчаники 1,17 0,31
парагнейсы и кристаллические сланцы 11,47 3,25
карбонаты 0,47 0,12
железистые породы 0,12 0,04
амфиболиты и метаморфизованные основные 1,19 0,35 .
эффузивы
метаморфизованные кислые эффузивы 0,69 0,18
Гранулнт-базитовая оболочка континентального 39,47 11,68
блока
основные магматические и метаморфические 39,47 11,68
породы
Базальтовая оболочка океанов 20,13 5,96
толеитовые базальты дна океана и их интрузив- 20,01 5,92
ные и метаморфические аналоги
субщелочные базальты и их производные 0,12 0,04
Земная кора в целом 100,00 28,46
ставляет только связанную воду, обычно обозначаемую в анализах
как НгО+, и является минимальной оценкой, поскольку мы вынуж-
дены были (из-за отсутствия прямых данных) считать ’’безводными”
породы гранулит-базитового слоя. Принимая во внимание свобод-
ную и физически связанную воду, массы которых были прибли-
зительно подсчитаны Ф.А. Макаренко (0,48-102 г) [39], общее ко-
личество воды в земной коре можно считать не менее 1,01024 г, что
вместе с океаном (1,4-1024г) составит величину 2,4 1024г. Эта цифра
близка к оценке В.И. Вернадского[17] (З Ю24 г), А. Полдерваарта[203] и
выше величины, которую приводил А.П. Виноградов [22] (1,8 1024 г).
123
Таблица 46
Сопоставление оценок состава континентальной коры
по данным различных авторов, мае. %
Компо- ненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 60,3 60,5 63,4 60,4 59,4 61,9 57,4 62,6 63,0
Т1О2 1,0 0,7 0,7 1,0 1,2 0,8 1,2 0,7 0,6
AhOj 15,6 15,7 15,3 15,7 15,5 15,6 15,1 15,6 15,7
FejOj 3,2 3,1 2,5 7,2* 2,3 2,6 2,3 6,1* 2,1
FeO 3,8 3,8 3,7 • 5,0 3,9 5,5 —— 4,0
MnO 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,2 0,1 0,1
MgO 3,5 3,5 3,1 3,9 4,2 3,1 5,6 3,2 3,6
CaO 5,2 5,2 4,6 5,8 6,7 5,7 7,4 6,0 5,0
NazO 3,8 3,9 3,4 3,2 3,1 3,1 3,0 3,4 3,4
KzP 3,2 3,2 3,0 2,5 2,3 2,9 2,0 2,3 2,5
PsOs 0,3 0,3 0,2 0,2 0,2 0,3 0,3
Компоненты 10 11 12 13 14 15 16 17
SiOj 59,3 63,8 59,1 64,9 57,1 55,8 61,0 55,9
TiO, 0,7 0,7 1,0 0,5 0,9 1,3 0,8 0,87
AIjOi 15,0 16,0 15,6 16,1 15,8 16,6 15,5 16,5
Fe2Oi 2,4 — — — — 1,1 2,3 1,0
FeO 5,6 5,3» 8,0* 4,8* 9,1* 7,7 4,9 7,4
MnO 0,1 — 0,1 — 0,2 0,1 0,1 0,16
MgO 4,9 2,8 4,4 2,7 5,3 4,9 3,9 5,0
CaO 7,2 4,7 6,7 4,6 7,4 7,5 5,8 8,8
NazO 2,5 4,0 2,9 4,4 3,1 3,0 3,3 2,8
K2P 2,1 2,7 2,0 2,0 1,1 1,7 2,3 1,4
PzQj 0,2 — 0,2 — — 0,3 0,1 0,20
1 — ф, Кларк (1924) [140]; 2 — В.М. Гольдшмидт (1938) [164J; 3 — А.П. Ви-
ноградов (1962) [21]; 4 — Т- Тэйлор (1964) [224]; 5 — А, Поддерваарт (1955) [203]);
6 — Д.Б. Родов, А.А- Ярошевский (1967) [96]; 7 — Л. Пакизер, Р, Робинсон
(1967) [200]; 8 — Дж. Холланд, Р. Ламберт (1972) [172]; 9 — Б.Г. Лутц (1975)
[56]; 10 — А.Б. Ронов, A-А. Ярощевский (1976) №]; 11 — С- Смитррн (1978) [219];
12 — А.А. Беус (1981) [7]; 13 — Б. Уивер, Дж. Тарни (1984) [234]; 14 — С, Тэйлор,
С. Мак-Леннан (1985) [228]; J5 - А.А. Ярошевский (1985) [122]; 16 - Л.С, Боро-
дин (1987) [12]; 17 — новая модели
♦Все железо, пересчитанное на Fe2Oj или FeO.
В.П. Зверев [38] оценивает суммарное количество всех типов природ-
ных вод, содержащихся в земной коре, цифрой (0,73—0,84)* 1024 г. При-
нятая нами приблизительная масса воды в земной коре 1,0-1024 г соот-
ветствует 3,5% массы коры, по мнению У. Файфа, Н. Прайса и А, Том-
псона [155], ’’фактическое среднее содержание” воды в коре близко к 4%.
124
Глава 4
ПРОБЛЕМЫ ГЕОХИМИЧЕСКОГО БАЛАНСА
ВЕЩЕСТВА ЗЕМНОЙ КОРЫ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ И МАССА ЛЕТУЧИХ
И НЕКОТОРЫХ ДРУГИХ ЭЛЕМЕНТОВ В ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКЕ
Осадочная оболочка, формирующаяся на поверхности Земли в пре-
делах биосферы, включает в значительных массах в свой состав
подвижные (растворимые) в водных растворах гидросферы компо-
ненты, а также углекислоту, заметная масса которой, помимо гид-
росферы, входит в состав атмосферы и живого вещества. Как по-
казал В. Гольдшмидт [163], общая масса летучих компонентов
в атмосфере, гидросфере и осадочной оболочке многократно превы-
шает их количество, которое могло высвобождаться при вывет-
ривании глубинных магматических пород мантийного происхождения.
Эти летучие были названы У. Руби [208] "избыточными”, накоп-
ление которых на поверхности Земли [20, 208, 209] связывают с
дегазацией земных недр.
Полученные нами количественные данные позволяют вернуться
к этой проблеме и оценить полный баланс главных летучих сое-
динений (воды, соединений углерода, серы, хлора и фтора), а также не
которых других элементов, основной чертой геохимии которых в
биосфере является накопление и интенсивный транспорт в форме
истинных растворов в природных водах (Na, К, Mg и Са).
Прежде всего рассмотрим закономерности распределения этих
компонентов в осадочной оболочке (на примере осадочной толщи
континентов). Анализ данных (табл. 47) о массах этих компонен-
тов приводит к двум интересным и важным заключениям.
Во-первых, главным вместилищем летучих соединений, а также
Са, является осадочная оболочка платформ. Масса этих компо-
нентов, сосредоточенная в платформенных отложениях, превышает
половину их полной массы в осадочной оболочке континентов, нес-
мотря на то, что масса самих осадочных отложений платформ
составляет примерно 1/3 от полной массы оболочки. Таким расп-
ределением характеризуются все летучие, за исключением сульфидной
серы и отчасти фтора. Очевидно, что эта картина отражает боль-
шую водонасыщенность осадочных пород платформ (см. табл. 14,
15), более высокую распространенность в их составе карбонатов
(что, приводит, кстати, к заметной концентрации на платформах
Mg) и накопление здесь подавляющей массы солей.
Во-вторых, главной формой нахождения в составе осадочной обо-
лочки сульфатной серы, хлора, как совершенно понятно, являют-
ся соли и сульфаты, входящие в состав эвапоритовых отложений.
Эти отложения включают в себя и 1/4 всей массы Na осадоч-
ной оболочки (и около 80% массы Na платформенных отложений).
Однако для остальных летучих, включая воду, а также для К,
Mg и Са количества, связанные с эвапоритами, в общем ничтожны
(не превышают 1%).
125
Таблица 47
Распределение масс летучих и некоторых других компонентов
в осадочной оболочке континентов, 1021 г
Компо- ненты Масса компонентов в осадочной тол- ще (за исключением эвапоритов) Масса компонента в эвапори- тах Полная масса ком- понентов в осадочной толще % массы в эвапоритах от общей массы в оса- дочной обо- лочке
плат- формы геосинк- линали ороген- ные зо- ны всего
Осадоч- ная толща в целом 573 843 206 1622 18 1640
С '"орг 4,33 3,38 1,48 9,19 9,19
со2 75.36 45,75 14,48 135,59 0,12 135,71 0,09
so3 1,14 0,176 0,024 1,34 2,55 3,89 65,55
S2“ 1,89 1,83 0,454 4,17 — 4,17 —
Cl 0,601 0,430 0,110 1,141 8,00 9,14 87,53
F 0,311 0,365 0,090 0,766 0,004 0,77 0,52
Н2О 22,78 23,96 8,40 55,14 0,27 55,41 0,49
Сумма летучих 104,41 75,89 25,04 205,34 10,94 216,28 5,06
Na 2,84 10,73 2,02 15,59 5,45 21,04 25,90
К 11,41 17,93 3,55 32,89 0,034 32,92 0,10
Mg 13,52 12,99 3,47 29,98 0,045 30,02 0,15
Са 57,63 43,82 13,63 115,08 1,28 116,36 1,10
Цифры очень наглядно иллюстрируют основные закономерности
геохимии этих подвижных в биосфере компонентов. Приурочен-
ность основной массы углекислоты, хлора, сульфатной серы, каль-
ция, отчасти магния и натрия к осадочной толще платформ, несом-
ненно, предопределено фациальной обстановкой накопления в мелко-
водных эпиплатформенных морях карбонатных и эвапоритовых от-
ложений. Значительна и масса сконцентрированного в осадочной
оболочке платформ органического углерода, что может, однако,
свидетельствовать не только о более интенсивной суммарной био-
продуктивности живых сообществ таких морей, но и о большей
сохранности захороненного Сорг. Разительно, конечно, отличаются
закономерности распределения Na и К: если главная масса Na в тер-
ригенной толще связана с обломочным материалом, выветривание
которого постоянно в течение геологической истории вело, к его
перераспределению в эвапориты, то прочная фиксация К в гли-
нистой фракции, а также сохранение в устойчивых к выветриванию
минералах магматических и метаморфических пород ведет к свя-
зыванию подавляющей массы этого элемента в песчано-глинистых
компонентах; в соли попадает не более тысячной доли числа его
126
Таблица 48
Распределение некоторых компонентов в системе
осадочная оболочка (без эффузивов)—гидросфера—атмосфера
Компо- ненты Осадочная оболочка Гидросфера Атмосфера Всего
континен- тального блока океанов в целом
Массы, 1021
С, 1021г 61,423 7,095 68,518 0,0391 0,000653 68,5578
S 7,563 0,308 7,871 1,263 — 9,134
С1 13,472 0,241 13,713 27,004 — 40,717
F 0,997 0,089 1,086 0,0018 — 1,088
HiO 72,13* 10,48* 82,61* 1357,91 — 1440,52
Na 27,700 1,763 29,463 15,018 — 44,481
К 42,092 2,215 44,307 0,557 — 44,864
Mg 38,892 2,001 40,893 1,806 — 42,699
Са 155,263 23,746 179,009 0,574 - 179,583
С, 89,593 10,349 99,942 0,057 0,001 100,000
мае. %
S 82,80 3,37 86,17 13,83 — 100,00
С1 33,09 0,59 33,68 66,32 — 100,00
F 91,65 8,18 99,83 0,17 — 100,00
№О 5,01 0,73 5,74 94,26 — 100,00
Na 62,27 3,96 66,23 33,77 — 100,00
К 93,82 4,94 98,76 1,24 — 100,00
Mg 91,08 4,69 95,77 4,23 — 100,00
Са 86,46 13,22 99,68 0,32 — 100,00
•Эти цифры не учитывают массу свободной и физически связанной воды осадочной
оболочки, которая, по оценке В.П. Зверева [38] почти в 1,5 раза превышает массу
химически связанной воды.
атомов, вовлеченных в гипергенный круговорот. С песчано-глинис-
тыми отложениями связана и практически вся масса F, захва-
ченного глинистыми минералами и сохранившегося в устойчивых
к выветриванию минералах кристаллических пород.
Интересно сопоставить массы этих же компонентов, сосредо-
точенных в осадочной оболочке Земли, с их массой в гидросфе-
ре и для углерода в атмосфере. Оценка масс (табл. 48) показы-
вает, что гидросфера остается главным вместилищем воды, хлора,
в ней находятся существенные массы Na (1/3 от его общего ко-
личества в биосфере и осадочной оболочке) и S; заметна и мас-
са Mg. С другой стороны, доля задерживающихся в подвижных
резервуарах К, Са, Г и в особенности углерода оказывается нез-
начительной. Наименее ’’подвижным” в этом смысле является угле-
род, масса которого в осадочной оболочке в 1700 раз больше
его количества в составе гидросферы и атмосферы.
127
Полученные цифры позволяют вернуться к проблеме баланса в
осадочной оболочке. В. Гольдшмидт [163] использовал понижение
содержания Na в осадочных породах (сланцах) по сравнению с его
содержанием в ’’первичных" магматических породах для оценки общего
количества образовавшихся за всю историю Земли осадочных по-
род, принимая, что этот недостаток Na в осадочной оболочке
компенсируется его накоплением в морской воде. Как известно,
он получил очень низкую величину общей массы осадков (163,6 кг
на см2 земной поверхности; по современным данным — см. табл. 26 —
эта величина только для неметаморфизованных осадочных пород сос-
тавляет 447,5 кг/смз).
В своих расчетах В.М. Гольдшмидт принимал содержание Na2O в
средней осадочной породе (сланцах) равным 1,3% и в средней
магматической породе — 3,8%. Новые оценки ведут к принци-
пиальному изменению этих выводов. Среднее содержание NaiO
в безкарбонатной части (пески, глины, эвапориты) осадочной тол-
щи континентального блока составляет 2,21%; это повышение (по
сравнению с гольдшмидтовской цифрой) обусловлено учетом реаль-
ного (1,87%) содержания NaaO в песчаных породах и вклада эва-
поритов; наша оценка среднего содержания NajO в магматических
породах несколько ниже гольдшмидтовской (3,53% — в магмати-
ческих породах гранитно-метаморфической оболочки и 3,01% — в
эффузивах, входящих в состав осадочной оболочки). Подстановка
этих цифр в уравнение в В. Гольдшмидта приводит к расчет-
ной массе осадочных пород, равной 479 кг/см2, что на удив-
ление совпадает с эмпирической оценкой. Это должно означать,
в частности, что в поверхностных процессах наблюдается практи-
чески полный баланс Na; тем самым, по-видимому, решается за-
гадка баланса этого элемента в геохимическом круговороте, о ко-
торой писал еще Т. Барт [129,3] и которую не удалось раз-
решить на основании предшествующей нашей модели химического
строения земной коры [97, 121]. Иллюстрацией этих соотноше-
ний могут служить величины отношений массы Na к массе К элемента,
для которого нарушения баланса не отмечалось в главных типах
вещества земной коры:
магматические
породы щитов
Na/K 0,91
метаморфические
породы щитов
1,00
осадочные
породы
0,66
осадочные по-
роды + гидросфера
0,99
Общее количество летучих компонентов, входящих в состав
осадочной оболочки, гидросферы и атмосферы Земли, составляет
приблизительно 1,80-1024 г (с пересчетом углерода на СОг). Эта величина
почти в 6 раз превышает их массу, которая могла быть вынесена к
поверхности Земли в составе мантийных магматических пород,
сформировавших континентальную кору за всю ее геологическую
историю (около 0,3-Ю24 г, см. ниже табл. 56). Конечно, последняя цифра
не очень достоверна, но разница столь велика, что без сомнения
подтверждает представление об этих элементах как избыточных
летучих, главной особенностью планетарной геохимии которых
128
является постоянное в течение геологического времени выделение из
недр Земли в процессах дегазации ([20, 22,208, 209] и др.). Исключением
остается F, подавляющая масса атомов которого оказывается связанной
в породообразующие минералы глубинных магматических пород и
попадает в поверхностный круговорот лишь в результате выветривания
последних.
ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАЛАНС ПРОЦЕССА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
Под геохимическим балансом процесса осадкообразования пони-
мается соответствие средних содержаний химических элементов в оса-
дочных породах их содержанием в питающем веществе. Состав-
ление такого баланса является критерием правильности наших геоло-
гических представлений об условиях выветривания, эрозии континен-
тов и возможного вклада иных источников в формирование вещества
осадков, а также достоверности оценок среднего химического соста-
ва участвующих в обмене резервуаров.
Классические представления о геохимическом балансе процессов
осадкообразования, разработанные В. Мидом [191], Ф. Кларком
[140] и В. Гольдшмидтом [163], ограничивали источник питания
формирующихся осадков эрозией континентов и сводили проблему
баланса состава осадков к сопоставлению со средним составом
’’первичного” ювенильного вещества магматических пород. Согласно
этой идее, средний химический состав магматических и осадочных
пород, за исключением избыточных летучих, должен быть одина-
ковым. Эта идея позволила, опираясь на средние химические сос-
тавы главных типов осадочных пород (песков, глин, карбонатов),
составить уравнения баланса распределения Na и Са и рассчи-
тать основные количественные параметры осадкообразования — пол-
ную массу осадков по балансу Na и пропорции карбонатных и
пелитовых пород. Подобные расчеты неоднократно повторялись и
приводили к близким результатам (табл. 49). Однако сопоставление
этих рассчитанных цифр с реальными наблюдениями (см. обсуж-
дение этого вопроса в главе 3), приведенными в этой же табли-
це, свидетельствуют о существенном их расхождении. Главное раз-
личие касается распространенности карбонатов: в реальных разрезах
их в 3—5 раз больше, чем рассчитывается по геохимическому ба-
лансу. Это приводит к тому, что осадочные породы оказываются
прежде всего значительно обогащенными Са по сравнению со средним
составом магматических пород. Эти данные не позволяют построить
полный, внутренне согласованный (по всем главнейшим компонен-
там осадков) геохимический баланс процесса осадкообразования.
Это расхождение является принципиальным и далеко выходит
за рамки возможных ошибок использованных оценок. Опублико-
ванные попытки как-то согласовать современные данные и построить
баланс нельзя считать убедительными. М. Хорн и Дж. Адамс [175]
приняли в своих расчетах нереально низкую распространенность кар-
бонатов в геосинклинальных отложениях; X. Ли [187] в качестве
’’исходной породы” при образовании осадков принял не извержен-
ные породы, а земную кору, по Полдерваарту, уже включающую
9. Зак. 793
129
Таблица 49
Относительная распространенность главных типов
осадочных пород, об. %
Глины и гли- нистые сланцы Пески и пес- чаники Карбонаты и соли Автор, год, ссылка
Расчет ю методу геохим ического баланса
82 12 6 Мид, 1907 [191]
80 15 5 Кларк, 1924 [140]
91 9 Гольдшмидт, 1933 [163]
79,6 11,9 8,5 Энгельгардт, 1936 [151]
70 16 14 Холмс, 1937 [173]
83 8 9 Викман, 1954 [239]
95 5 Голдберг, Аррениус, 1958 [160]
83 10 7 Бротцен, 1966 [133]
73 20 7 Хорн, 1966 (см. [156])
81 11 8 Гаррелс, Маккензи 1971 [156]
71 12 15 Ли, 1972 [187]
56 24 19 Сибли, Уилбэнд, 1977 [218]
Непосредственные измерения
46 32 22 Лис, Мид, 1915 [185]
44 37 19 Шухерт, 1931 [210]
56 14 29 Кюнен, 1941 [183]
42 40 18 Крынин, 1948 [182]
60 20 20 Ронов, 1948 [69]
41 43 16 (1) Полдерваарт, 1955 [2,3]
60 15 25 (2)' ” +
33 20 47 (1) Виноградов, Ронов, 1956 [23]
53 28 19 (1) Хорн, Адамс, 1966 [175]
59 36 5 (2) + " +
51 25 24 (1) Ронов, Ярошевский, 1967 [96]
53 25 22 (2)
52 25 23 (3)
48 23 29 (1) Ронов, Ярошевский, 1976 [97]
49 23 28 (2)
49 23 28 (3)
45 22 33 (1) Новые данные
56 31 13 (2)
52 28 20 (3)
Примечание. (1) — платформы, (2) — складчатые области, (3) — осадоч-
ная оболочка континентов в целом.
в свой состав осадки, богатые карбонатами; Д. Сибли и Дж. Уилбэнд
[218] получили баланс, произвольно изменив пропорции пород, а также
приписав гипотетический состав палеозойским глубоководным осад-
кам, уничтоженным, как они полагают, в процессе субдукции океа-
нической коры. Близость среднего состава вещества речного стока
в океан составу осадочных пород или почв, отмеченная в рабо-
тах А.П. Лисицына и В.В. Гордеева (см. [29]), не решает проб-
130
лемы, так как эти компоненты представляют собой лишь часть
питающего материала, циклически вовлекаемого в процессы эрозии.
Отсутствие баланса по содержанию летучих компонентов давно оче-
видно, и их избыток в осадках связывается с непосредственным
поступлением ювенильных газов на поверхность Земли в процессах
дегазации (см. предыдущий раздел).
После опубликования количественных данных [96, 97, 207] было
предпринято несколько попыток решить ’’кальциевый парадокс”
[26, 188, 204, 205, 217, 240]. Из всех предложенных механиз-
мов в принципе могут объяснить отсутствие баланса по кальцию
только гипотезы, трактующие систему осадкообразования как от-
крытую, в которой, помимо поступления сносимого с континента
материала, средний состав которого (твердый плюс жидкий сток)
не может не быть равным среднему составу разрушающихся пород,
происходит поступление или уход материала, отличающегося по хи-
мическому составу от среднего, в другие резервуары (погружение
в глубокие зоны континентальной коры и преобразование в про-
цессах регионального метаморфизма и гранитизации, обмен с ба-
зальтовой оболочкой океана в процессе глубинной циркуляции океа-
нической воды, поглощение осадков в процессах субдукции). Резкое
различие, как мы отмечали [96, 97], содержания карбонатного
компонента в метаосадках и неметаморфизованных осадочных породах
может указывать на вклад первого механизма. Однако непосред-
ственные данные об изменении состава однотипных пород в областях,
подвергшихся региональному метаморфизму, не дают определенных
указаний на вынос Са (в отличие *от СОг), хотя в отдельных
регионах некоторый эффект потери Са наблюдался [192, 214].
Но несомненно существенные изменения химического состава пород
происходят в ходе ультраметаморфизма и гранитизации (см. более
подробный анализ в следующей главе). По-видимому, надо счи-
таться и с дополнительным выносом кальция при глубинной цир-
куляции океанической воды через вулканические породы дна океана
[240], но независимая количественная оценка вклада этого про-
цесса проблематична. Решение вопроса со ссылкой на роль субдук-
ции древних осадков (например, [217]) основано на предполо-
жении о специфической иной фациальной обстановке формирования
древних океанических осадков по сравнению с современной [134],
что, однако, остается весьма дискуссионным, но как возможная
альтернатива это предположение не может быть сегодня аргументи-
рованно исключено.
Выявленное расхождение заставило одного из авторов пересмотреть
саму классическую концепцию геохимического баланса и внести идею
о неизохимическом характере процессов преобразования вещества в
геохимическом круговороте [121, 122].
Предположение о неизохимическом характере геохимического
круговорота весьма осложняет не только решение проблемы балан-
са, но и саму постановку проблемы: простое сопоставление средних
составов, участвующих в круговороте резервуаров вещества, оказы-
вается недостаточным и возникает необходимость вводить гипоте-
131
тические дополнительные его источники и стоки. Поэтому здесь
мы отказались от ’’классического” пути сопоставления средних
составов главных генетических групп пород и попытались рассмот-
реть проблему геологически более конкретно.
В течение большей части, если не всей, геологической истории
Земли вновь образующиеся осадки питались, по крайней мере, за
счет четырех источников: ювенильный, поступающий в земную кору
из мантии магматический материал, вещество палингенных магмати-
ческих пород корового происхождения, вещество метаморфических
пород и вещество более древних осадочных пород.
Более древние осадки, циклически вовлекаемые в повторные
циклы выветривания и эрозии, не являются внешним по отноше-
нию к осадочной оболочке резервуаром и по очевидным сообра-
жениям не определяют геохимические особенности осадочной обо-
лочки в целом.
Вторым компонентом, питающим осадки, является вещество мета-
морфических пород, в значительной своей части представленных
метаосадками. Если бы метаморфизм был строго изохимическим про-
цессом, то это вещество, повторно вовлекаемое в процессы вывет-
ривания и эрозии, не вносило бы вклад в геохимическую специ-
фику осадков. В этом случае действительно, как думали Мид,
Кларк и Гольдшмидт, вся проблема баланса свелась бы к сопо-
ставлению среднего состава осадочных и магматических пород.
Однако, как стало ясно уже при первых сопоставлениях реаль-
ных средних составов осадочных и метаморфических пород [96, 203],
это не так. Поэтому попытаемся более внимательно сравнить
средний состав осадочной оболочки и метаморфических толщ щитов.
Уже в наших первых работах [96, 97] мы обратили внимание
на то, что если произвольно уменьшить распространенность кар-
бонатов в вулканогенно-осадочной толще складчатых зон так, чтобы
среднее содержание в них СО2 (и воды) приравнять к эмпири-
ческой оценке их содержания в метаморфических породах, то сос-
тавы этих двух типов вещества оказываются удивительно близ-
кими. Здесь мы повторили этот расчет, опираясь на новые оценки
средних составов (табл. 50) и получили еще более близкое соот-
ветствие. Это соответствие замечательно в трех отношениях.
Во-первых, оно показывает, что общие геохимические особенно-
сти вулканогенно-терригенных отложений фанерозоя принципиально
не отличаются от аналогичных отложений складчатых зон до-
кембрия и могут свидетельствовать о сходстве геологических (гео-
тектонических) условий формирования складчатых зон в докембрии
и фанерозое. Некоторые отличия, которые на этом уровне обоб-
щения можно было бы считать укладывающимися в интервалы
неопределенности данных (например, меньшее содержание в мета-
морфических породах докембрия К2О, более высокое — Na2O, MgO),
как будет показано ниже, вероятно, указывают на некоторые тен-
денции геохимической эволюции земной коры, но в этих усреднен-
ных цифрах они проявляются слабо.
Во-вторых, такое соответствие составов является в какой-то
132
Таблица 50
Сопоставление среднего химического состава метаморфических пород
гранитно-метаморфической оболочки
и вулканогенно-осадоцной толщи складчатых зон континентов, мас.%
Компоненты Метаморфи- ческие поро- ды Вулканоген- но-осадоч- ные породы Компоненты Метаморфи- ческие поро- ды Вулканогенно- осадочные по- роды
SiCh 61,97 62,20 СаО 4,94 3,97
TiO2 0,583 0,756 Na2O 2,57 2,15
AhOj 14,49 15,25 К2О 2,29 2,48
FcjOs 1,76 2,80 Р2О5 0,141 0,167
FeO 4,54 3,77 СО2 1,65 1,65
MnO 0,105 0,143
MgO 3,54 3,23 Н2О 1,42 1,42
Примет ние. При пересчете состава вулканогенно-осадочной толщи
складчатых зон была удалена часть карбонатов (CaCOs) и воды с тем, чтобы
содержания СОг и Н2О в среднем составе соответствовали их концентрации в
метаморфических породах.
степени контролем полученных совершенно независимо для осадоч-
ных и метаморфических пород оценок среднего их состава и может
свидетельствовать о их достоверности.
В-третьих, конечно, с поразительной отчетливостью выявляется
дефицит карбонатного компонента в метаморфизованных вулкано-
генно-осадочных толщах древних складчатых поясов Земли.
Систематические различия средних химических составов метамор-
фических и осадочных пород неогея заставляет при построении
общего баланса осадкообразования считать метаморфические поро-
ды наряду с магматическими принципиальным компонентом, питаю-
щим формирующиеся осадки и влияющим на эволюцию их среднего
химического состава.
В связи с этим при поиске общей схемы геохимического баланса
процесса осадкообразования в неогее мы учитываем три компо-
нента: магматические и метаморфические породы гранитно-метамор-
фической оболочки с их общим средним составом, равным составу
щитов, и вулканические породы мантийного происхождения, вхо-
дящие в состав осадочной оболочки. Использованные в расчетах
баланса данные приведены в табл. 51.
Прежде всего данные этой таблицы однозначно показывают, что
ни породы щитов, ни вулканические мантийные породы в от-
дельности не могут объяснить наблюдаемый реальный состав оса-
дочных отложений. Этот состав практически по всем рассматри-
ваемым компонентам попадает в интервал между содержаниями
соответствующих компонентов в породах щитов и вулканических
породах; необходимо искать некоторую их пропорцию.
Однако при сравнении цифр, приведенных в этой таблице, можно
обратить внимание, что есть элементы, для которых в такой
133
Таблица 51
Исходные данные для расчета геохимического баланса вещества
осадочной оболочки, мяс.%
Компо- ненты Осадочные породы Земли Вулканические породы оса- дочной обо- лочки конти- нентального блока земной коры Интрузивные магматические породы щитов Метаморфичес- кие породы щитов Средний сос- тав щитов
SiO2 58,729 55,500 66,915 64,051 65,432
TiO2 0,719 0,883 0,488 0,602 0,551
AhO, 13,980 17,011 15,649 14,978 15,300
FeO 5,329 8,383 4,378 6,328 5,389
MnO 0,140 0,160 0,061 0,109 0,088
MgO 3,451 4,944 2,098 3,659 2,902
CaO 12,732 8,444 3,183 5,110 4,184
Na2O 2,017 3,062 3,578 2,654 3,097
K2O 2,717 1,404 3,507 2,363 2,912
P2Os 0,186 0,209 0,143 0,146 0,145
форме баланс в принципе не может быть получен. К таким эле-
ментам относятся Na, AI и Са. Если баланс Na еще может быть
как-то построен с учетом его массы в' океане (см. предыдущий
раздел), то недостаток А1 в осадочной толще и избыток Са ничем компен-
сировать не удается. Ясно, что для того, чтобы объяснить избыток Са необ-
ходимо найти его источник, дополнительный к выветривающимся
породам щитов и эффузивам. Очевидно, что с этим избытком
Са связаны пониженные значения содержания в осадочных поро-
дах всех остальных компонентов (из-за нормировки на 100%). Поэ-
тому для дальнейшего анализа баланса надо использовать другую
нормировку. Мы приняли за эталон А1 и рассчитали баланс распре-
деления всех остальных элементов в системе ’’осадочная порода = по-
роды щитов + вулканические породы осадочной оболочки” по от-
ношению к этому элементу. Согласованной картины и в этом слу-
чае получить не удается — для каждого элемента рассчитывается
своя пропорция, причем различия весьма существенные. Но если
свести задачу к поиску такой смеси вещества щитов и вулкани-
ческих пород, чтобы расхождения между содержаниями элементов
в модельной и реальной осадочной породе стали минимальными,
то получается пропорция этих питающих компонентов, близкая
к 0,7:0,3. В такой модели можно усмотреть определенные зако-
номерности.
Во-первых, со сходимостью лучшей чем 10% получается баланс
для Si, Fe и К. Во-вторых, в расчетном составе оказывается
заметный избыток Na. В-третьих, наблюдается явный недостаток
в модельном составе Mg (25%), Мп (40%) и в основном Са (до 70%).
134
Совершенно ясно, что для последних элементов необходимо искать
дополнительный источник.
Вероятно, некоторые расхождения баланса могут быть обуслов-
лены ошибками в оценке средних составов сравниваемых типов
вещества, но расхождения для Mg, Мп и Са (а также, ко-
нечно, Na) столь велики, что связывать это с неточностью цифр
невозможно (см. выше — обсуждение вопроса о распространен-
ности карбонатов в осадочной оболочке). Необходимо искать дру-
гое объяснение.
Трудно высказать какую-либо геологически обоснованную гипо-
тезу. Единственно, на что можно обратить внимание, это то, что от-
сутствие баланса оказывается характерным для элементов, которые
весьма подвижны в водных растворах и интенсивно перераспре-
деляются, в частности, в процессах гидротермального изменения
пород. Может быть в этом дело? Может быть, действительно,
как думают многие исследователи, подводный гидротермальный вы-
нос в морскую воду и формирующиеся осадки ряда элементов (Са,
Fe, Мп, Si) дает ощутимый вклад? Правда, с этой точки зре-
ния трудно решит проблему Mg, но может быть, решение най-
дется?
Таким образом, мы считаем в настоящее время доказанным, что
средний химический состав осадочных пород неогея не может быть
выведен ни из какой смеси твердого питающего материала — по-
род кристаллической части континентальной коры (щитов) и эффу-
зивов, входящих в состав осадочной оболочки. Как бы ни казалась
странной такая ситуация, полученные результаты не могут быть
никак согласованы с альтернативным предположением. Поэтому со-
вершенно необходимо вводить гипотезу о существовании допол-
нительного глобального источника, по крайней мере, для некоторых
элементов (Са, Mg, Fe, Мп, Si). В качестве возможного такого ис-
точника мы допускаем глубинное вещество континентальной коры,
изменяющееся в процессах ультраметаморфизма, океанической коры и,
возможно, верхней мантии, наиболее растворимые компоненты ко-
торых непосредственно выносятся в бассейны седиментации в про-
цессах дегазации ювенильных флюидов и глубинной циркуляции
вод гидросферы. Если считать, что древние осадочные толщи, пред-
ставленные в настоящее время метаосадочными породами щитов,
не содержали в своем составе столь значительного избытка карбо-
натного компонента, то приходится вводить гипотезу, что этот
дополнительный источник начал эффективно действовать только с
начала или середины протерозоя.
ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАЛАНС ВЕЩЕСТВА КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ
Используя все полученные данные, можно теперь попытаться по-
строить полный геохимический баланс континентальной коры в ходе
формирования и круговорота ее вещества. Рассмотренная ниже модель
баланса опирается на следующую схему глобальных процессов.
1. Континентальная земная кора формируется за счет накопле-
ния в течение всей геологической истории вещества вулканических
135
Таблица 52
Средние химические составы главных резервуаров вещества континентальной
земной коры и гидросферы, мае. %
Компо- ненты Гидро- сфера Осадочные по- роды Земли Вулканические породы оса- дочной оболо- чки континен- тального бло- ка земной коры Интрузивные магматичес- кие породы гранитно-ме- таморфичес- кой оболочки Метаморфи- ческие породы
SiO2 50,37 54,55 66,02 61,79
TiO2 — 0,617 0,868 0,482 0,581
A12Oj — 11,99 16,72 15,44 14,45
Fe2O2 — 2,42 3,37 1,75 1,75
FeO — 2,38 5,21 2,75 4,53
MnO 0,120 0,157 0,060 0,105
MgO 0,128» 2,96 4,86 2,07 3,53
CaO 0,0408* 10,92 8,30 3,14 4,93
Na2O 1,067* 1,73 3,01 3,53 2,56
K2O 0,0396* 2,33 1,38 3,46 2,28
P2O5 — 0,160 0,205 0,141 0,141
Сорг —•— 0,54 — — 0,10
co2 0,0102 8,29 0,16 0,08 1,64
so, 0,224* 0,263 0,020 0,095 0,114
S2' — 0,238 0,042 0,080 0,053
Cl 1,919 0,598 0,020 , 0,020 0,023
F 0,0001 0,047 0,040 0,045 0,060
H2O 96,511 3,60 1,13 0,90 1,42
♦ Содержания компонентов в ионной форме (Mg2*, Са2*, Na*, К*, SO2-).
пород геосинклинальных и орогенных (островодужных) зон конти-
нентов; эти породы — основной продукт выплавления в магма-
тических процессах дифференциации мантии, и его химический состав
принят равным среднему составу вулканических пород осадочной
оболочки континентов.
2. Вещество эффузивов мантийного происхождения вовлекается в
процессы выветривания и эрозии, за счет чего формируются оса-
дочные породы и главная масса растворенных в морской воде
катионов.
3. Летучие компоненты поступают на поверхность Земли в про-
цессе дегазации, формируют гидросферу и атмосферу и частично
захватываются осадочными породами.
4. Осадочные породы, претерпевая метаморфизм, в ходе геохи-
мического круговорота превращаются в метаморфические породы,
теряя часть подвижного материала, который возвращается в гид-
росферу и осадочную оболочку.
5. Ультраметаморфизм вещества глубинных зон континентальной
коры сопровождается палингенно-метасоматическим магмообразовани-
136
ем и перераспределением возникающего корового магматического ма-
териала с формированием остаточного вещества гранулит-базитовой
оболочки и обогащением этим материалом верхней части коры
(гранитно-метаморфической оболочки).
6. Коровый магматический материал вовлекается в поверхност-
ный круговорот, являясь вторым важнейшим источником вещества
осадочных пород и их метаморфических эквивалентов.
7. В бассейны седиментации поступает некоторое количество
дополнительного материала за счет гидротермального переноса из
глубинных зон коры и, возможно, верхней мантии, который зах-
ватывается в формирующиеся осадки и в конце концов входит
в состав континентальной коры.
Использованные в расчетах средние химические составы рас-
сматриваемых резервуаров вещества приведены в табл. 52.
В этой модели вещество вулканических пород мантийного про-
исхождения является первичным для континентальной коры; за счет
его преобразования формируются все остальные коровые резервуа-
ры. Для осадочных и связанных с ними генетически метаморфи-
ческих пород в качестве дополнительного первичного материала
выступают интрузивные магматические породы корового происхож-
дения. При построении баланса коры в целом состав гранулит-
базитовой оболочки рассчитывался как разность между составом
первичных вулканических пород и составом магматического вещества
корового происхождения, а состав осадочных и метаморфических
пород представлялся как некоторая смесь вещества вулканических
и интрузивных магматических пород, пропорция между которыми,
рассчитанная по балансу А1 и К, близка к 0,63:0,37.
Расчеты приводят к следующей схеме распределения массы не-
летучей фракции различных типов вещества:
1, Гранулит-базитовая оболочка
первичные вулканические породы
интрузивные породы щитов
2. Гранитно-метаморфическая оболочка
первичные вулканические породы
интрузивные породы щитов
дополнительный материал (главным
образом Si, Fe, Мп, Mg, Са)
вещество, вынесенное при форми-
ровании метаосадков (главным
образом, Na)
3. Осадочные породы и гидросфера
первичные вулканические породы
интрузивные породы щитов
дополнительный материал (все ком-
поненты, кроме А1, но резко преоб-
ладают Са, Mg и Si)
18,89821-1024 г
-7,21821-1024 г
11,68000-1бн г
1,64152- 10м г
5,87118-1024 г
0,41994-1024 г
-0,02138-1024 г
7,91126- 1024 г
0,37662-1024 г
1,34703-Ю24 г
0,26696-1024 г
i,9906i- i0M г
Кроме того, в составе континентальной коры сохранилось 0,39-1024г
вулканических пород осадочной оболочки и захвачено 1,91 1024г
летучих компонентов. Полная картина баланса распределения ком-
137
Таблица 53
Баланс распределения компонентов в земной коре
континентального блока и гидросфере, масса в 1(г4 г.
Компоненты Гидросфера Осадочная обо- лочка (без эф- фузивов) Вулканические породы осадоч- ной оболочки Гранитно-мета морфическая оболочка
Полная масса 1,40680 2,29250 0,39150 8,12000
Масса без ле- 0,02471 1,96590 0,38482 7,91126
тучих SiO2 1,15496 0,21356 5,20485
TiO2 — 0,01414 0,00340 0,04258
AI2O3 — 0,27487 0,06546 1,19805
FeO — 0,10469 0,03227 0,42002
MnO — 0,00275 0,00061 0,00695
MgO 0,00300 0,06786 0,01903 0,22886
CaO 0,00080 0,24988 0,03250 0,32977
Na2O 0,02024 0,03966 0,01179 0,24159
K2O 0,00067 0,05342 0,00540 0,22740
P2O3 — 0,00367 0,00080 0,01119
Масса летучих 1,38632 0,32367 0,00548 0,19461
Масса допол- нительного кислорода связанного 0,00558 0,00132 0,01440
с Fe3t связанного с SO^ 0,00189 0,00361 0,00004 0,00511
-o=s + сь + f2 0,00612 0,00626 0,00016 0,00538
Применение. Число значимых цифр не отражает точности оценок, а выбрано
лишь для того, чтобы получить взаимосогласованные значения. Дополнительная масса
кислорода, связанного с серой в форме сульфата и в соединениях окисленного железа,
появилась из-за того, что при расчете баланса учитывалось суммарное содержание серы,
а все железо было представлено в форме FeO. Поправка на избыток анионов введена
из-за того, что количества металлов, связанных с сульфидной серой, хлором и фтором,
при расчете баланса было переведено в окисли.
понентов вещества континентальной коры приводится в оконча-
тельной табл. 53. Эта таблица требует пояснений.
1. Баланс рассчитывался для нелетучих компонентов, и поэтому
цифры для них в обоих колонках ’’сумма” идентичные.
2. ’’Дополнительный материал” появился в результате отличий
содержаний всех компонентов, кроме А1 (и К) в модельных и ре-
альных составах осадочных и метаморфических пород ^гидрос-
фера). В этой колонке также показана масса вынесенных на по-
верхность Земли в процессе дегазации летучих. Полная масса дополни-
тельного материала составила 9,5% массы коры и гидросферы,
масса нелетучей фракции дополнительного материала — 3,0% полной
массы нелетучих компонентов.
138
Гранулит-бази- товая оболочка Сумма Исходная масса первичных вул- канических пород Дополнитель- ный материал Сумма
11,68000 23,89080 21,67174 2,26339 23,93513
11,68000 21,96669 21,30117 0,66552 21,96669
5,65844 12,23181 11,82215 0,40966 12,23181
0,13165 0,19177 0,18806 0,00371 0,19177
2,08519 3,62357 3,62357 — 3,62357
1,26823 1,82521 1,78568 0,03953 1,82521
0,02584 0,03615 0,03412 0,00203 0,03615
0,78289 1,10164 1,05315 0,04849 1,10164
1,36600 1,97895 1,79871 0,18024 1,97895
0,32039 0,63367 0,65223 -0,01856 0,63367
0,01219 0,29908 0,29902 0,00006 0,29908
0,02918 0,04484 0,04448 0,00036 0,04484
— 1,91008 0,30339 1,60669 1,91008
0,02130 0,07368 — 0,07368
0,01065
0,00260
0,00260
0,01792
0,00910
0,00882
0,01792
3. В строку ’’летучие компоненты” включены Н2О, Сорг, СО2,
суммарная S, С1 и F; массы каждого из этих компонентов в
отдельности приведены в табл. 21, 43.
4. Отсутствие баланса массы дополнительного кислорода (циф-
ры этих строчек в колонках ’’сумма” различны) связано с тем,
что остается неизвестным реальное количество кислорода, допол-
нительно связывающегося при окислении серы и соединений двух-
валентного железа в биосфере и осадочной оболочке. В средних
составах пород нашей модели (см. табл. 53) степень окисления
Fe в метаморфических и коровых магматических породах ниже,
чем в первичных эффузивах; при расчете состава гранулит-бази-
товой оболочки предполагалось полное отсутствие соединений окис-
139
кого Fe. Это все привело к тому, что количество ’’дополнитель-
ного” кислорода, связанного с соединениями Fe3+, в колонке масс
компонентов первичных вулканических пород выше, чем его суммар-
ная масса во всей континентальной коре; из-за этого и полная
масса вещества коры в двух колонках ’’сумма” разная. Вряд ли
это верно, и полученные здесь цифры количества дополнительного
кислорода свидетельствуют, скорее, о неадекватности оценок сте-
пени оксиления железа, чем об особенностях реальной картины.
Проблема баланса кислорода в земной коре требует дальнейших
специальных исследований.
5. Осталось некоторое расхождение баланса Na, часть которого
(менее 3% его полной массы в коре) должна быть удалена. Следуя
принятому нами предположению об источнике дополнительного ма-
териала, можно допустить, что часть циркулирующего на поверх-
ности Земли натрия поглощается океанической корой (сравните,
например, содержание Na в неизмененных базальтах, амфиболитах
и спилитах океанического дна в табл. 42).
Система уравнений баланса, на основании которых построена
наша модель, не является замкнутой: неизвестным остается состав
гранулит-базитовой оболочки, неизвестна масса и химический со-
став ’’дополнительного материала”. Оба эти резервуара рассчиты-
ваются в рамках самой модели. Поэтому рассчитанный баланс
не может быть проверен теми данными, которые были использо-
ваны. Можно только сказать, что получившийся химический состав
гранулит-базитового слоя (см. соответствующий раздел главы 3)
не противоречит геофизическим данным, а набор компонентов, для
которых требуется дополнительный привнос или вынос, можно было
бы согласовать с предположением и перераспределении их гидротер-
мальными растворами. Но это, конечно, недостаточно аргумен-
тировано. Поэтому построенный баланс необходимо считать рабочей
гипотезой, которая требует дополнительной проверки.
Глава 5
ПРОБЛЕМЫ ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ
ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ И ЗЕМНОЙ КОРЫ
Попытка построить статическую картину (’’современную фотогра-
фию”) химического строения земной коры, предпринятая на преды-
дущих страницах, выявила существенные и систематические различия
между средними химическими составами осадочных пород неогея и
метаосадочных толщ раннего докембрия, по крайней мере, в отно-
шении распространенности карбонатов, явно находящихся в избытке
в осадочной толще неогея по сравнению с ’’нормальным”, соот-
ветствующим геохимическому балансу их количеством. Возникает
дилемма: либо современный средний химический состав метаосадков
докембрия не отвечает их первичному составу и отражает сущест-
венное влияние метаморфических процессов, которые, по гипотезе
140
одного из авторов [121], должны были бы вести к существенному
удалению карбонатного ( и солевого) компонента, либо региональный
метаморфизм практически был изохимическим и тогда низкая распрост-
раненность карбонатов в метаосадочной толще докембрия харак-
теризует их первичный состав. Второе предположение означает, что
в ходе геологической истории земной коры в начале протерозоя
произошла какая-то фундаментальная перестройка хода процессов
осадкообразования, и заставляет вводить идею, что поступление
дополнительных количеств кальция, совершенно необходимых для
объяснения аномально высокого его содержания в осадках неогея,
началось только в протерозое, когда ’’включился” какой-то новый
его источник.
Эта альтернатива имеет принципиальное значение для понимания
геохимической истории земной коры, и мы рассмотрим ее в этой
главе более внимательно.
О ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИИ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
В ПРОЦЕССАХ МЕТАМОРФИЗМА
Проблема сохранности химического состава пород в процессах
регионального метаморфизма дискутируется давно. Выводы, однако,
остаются неоднозначными и в значительной мере зависят от методов
исследований и их методологии. Необходимость же выяснения ис-
тинной картины для глобального геохимического анализа очевидна:
от нее зависит и сама методология сравнительного изучения хими-
ческого состава древних и молодых пород земной коры.
К. Менерт, специально исследовавший данную проблему [192],
пришел к выводу, что система регионального метаморфизма может
рассматриваться для большинства породообразующих элементов как
консервативная, закрытая. Согласно данным В. Гольдшмидта [161],
М. Биллингса [130], Р. Нанца [194], Г. Цварта [241], С. Тэйлора [223],
Д. Шоу [214] и многих других исследователей, изучавших эту проблему
в разных регионах Мира, состав исходных глинистых пород остается
практически, неизменным на всех стадиях прогрессивного регио-
нального метаморфизма от филлитов до слюдяных сланцев и силли-
манитовых гнейсов. С несомненностью выявляется только восста-
новление железа, снижение содержаний воды и углекислоты. Не-
которые авторы [ 192, 214] допускают также колебания в содержаниях СаО
Это наблюдение имеет принципиальное значение для решения проб-
лемы дисбаланса кальция и заслуживает специального рассмотрения.
Ему было посвящено исследование двух авторов настоящей работы
совместно с С.Б. Лобач-Жученко [83], которые рассмотрели изменение
в процессе метаморфизма содержание этого, а также и других породо-
образующих и редких элементов. Материалом для исследования
послужили пробы пород разных фаций метаморфизма ладожской
формации Балтийского щита, полученные в результате площадного
опробования [55, 83], а также данные геохимического изучения пород
различного возраста (от PRi до MZ) из разных регионов Мира, пред-
ставляющих важнейшие фации метаморфизма [30, 43, 55, 64, 118, 130,
141
Рис. 28. Изменение величины коэффициентов концентрации элементов (Кк) вкрест фа-
циальной зональности в глинистых породах на конкретных профилях (1, 2, 3) через
франский бассейн Русской платформы (А) и вкрест метаморфической зональности в
ряде областей регионального метаморфизма (Б)
Зоны метаморфизма: I — дозеленосланцевая; II — гранат-ставролитовая; III — сил-
лимонит-мусковитовая; IV — силлиманитовая и дистеновая;Кк — отношение содержаний
элементов в конкретных точках профилей или в данной зоне метаморфизма к среднему
его содержанию в отложениях палеобассейна или всей области прогрессивного регио-
нального метаморфизма
192, 214 и др.]. Для сравнения использовались результаты изучения
отложений фанерозойских осадочных бассейнов, не претерпевших
влияния метаморфизма.
Было установлено, что различная направленность изменений кон-
центрации кальция по мере усиления степени метаморфизма в разных
типах пород и в их совокупности, а также значительные масштабы
этих изменений и несогласованность друг с другом в разных об-
ластях проявления регионального метаморфизма почти в точности соот-
142
д 1 iff1 'у.м!
Рис. 29. Изменение содержаний и изотопного состава серы, суммы летучих компонентов
и величины отношения Yb/La в метапелитах и продуктах ультраметаморфизма ладож-
ской формации [83]
1 — сланцы до изограды граната; 2, II — сланцы и гнейсы зоны граната; 3, III —
сланцы и гнейсы зоны силлиманита; 4, У.М. — гнейсы области ультраметаморфизма;
5 — мигматиты; 6 — граниты
HblLa
H,0> CO,
ветствует характеру изменения содержания этого элемента на слу-
чайно выбранных профилях через фанерозойские палеобассейны
(рис. 28). Изменение содержания Mg, Fe, Na, К и ряда других элементов
вкрест прогрессивной метаморфической зональности характеризуется
меньшими колебаниями. Однако и для них различная направленность
изменений в разных регионах отвечает различиям в характере ли-
толого-фациальной или геотектонической зональности древних бас-
сейнов (см. рис. 28). Колебания концентраций А1 и Si в разных областях
прогрессивного регионального метаморфизма отличаются малым
диапазоном и незакономерной их направленностью.
Отчетливые и одинаково ориентированные изменения вкрест мета-
морфической зональности выявляются для летучих компонентов (FLO,
CO?, S и др.), а также для соотношения форм железа, что неодно-
кратно отмечалось в литературе (см. ссылки в [83]). Установлено и
некоторое перераспределение изотопов серы в ходе прогрессивного
метаморфизма (рис. 29), ведущее к гомогенизации ее изотопного
состава и обеднению тяжелым изотопом. Происходит также вынос урана
[30, 36, 100, 170]. Для пород ладожской формации намечается незна-
чительный вынос редкоземельных элементов, преимущественно тя-
желых (устанавливается тенденция к увеличению отношения La/Yb,
см. рис. 29, параллельно с уменьшением содержания летучих — НгО
и СОз). Как показало проведенное исследование, большая часть редких
элементов, кроме тех, которые характеризуются высокой летучестью
соединений [13], отличается стабильностью в процессе прогрессив-
ного регионального метаморфизма, а изменение их концентраций
сходны с колебаниями содержаний близких им по химическим свой-
ствам породообразующих элементов [83].
Проведенный анализ еще раз подтверждает, что грандиозные и
закономерные преобразования минерального состава осадочных и
вулканических пород, происходящие в процессе прогрессивного
регионального метаморфизма, почти не приводят к изменению их
143
общего химического состава. Для большинства химических элементов
система может рассматриваться как закрытая, а сам процесс как
изохимический. Наблюдаемые же в ряду метаморфической зональ-
ности колебания химического состава пород в большинстве случаев
наследуют вариации химического состава осадочных и вулканогенно-
осадочных пород, сформировавшихся на седиментационной стадии
развития и зависящих от сочетания случайных (локальных) и зако-
номерных (зональных) изменений, предопределенных сменой фациаль-
ных и геотектонических условий в бассейнах седиментации [83].
Система обычно становится открытой в стадию ультрамета-
морфизма, гранитизации и метасоматоза, когда в толще метамор-
физованных пород с глубинным флюидом перераспределяются не
только летучие, но и щелочные элементы и кремнезем [83, 192].
Для кремнезема система на стадии ультраметаморфизма раскры-
вается не всегда: в тех регионах, где гранитизация связана с
палингенезом (например, Северное Приладожье [55, 83]), система в
целом остается закрытой, тогда как при мощном метасоматическом
преобразовании осадочных и вулканогенно-осадочных толщ крем-
незем и щелочи оказываются подвижными компонентами, и система
в отношении этих компонентов становится открытой [83]. Как пра-
вило, открыта она и для большинства породообразующих и редких
элементов. Среди рассмотренных в работе [83] областей ультра-
метаморфизма, за исключением Северного Приладожья и Срединного
хребта Камчатки, происходил вынос до 60—70% кальция. Вместе с ним
породы зоны ультраметаморфизма теряют Mg, Fe, Мп, V, Ст, Ni, Со, Си
и ряд других редких элементов. В то же время в них наряду с
кремнеземом происходит накопление Na, К, Rb, Zr, Th и других
литофильных элементов. Возможно, что часть элементов, мобили-
зованных в процессе гранитизации, могла поступать с флюидами в
гидросферу и фиксироваться осадками [13, 83]. Не лишено вероят-
ности предположение, что вспышка рудоотложения железа и увели-
чение распространенности карбонатов в нижнем протерозое могли
быть, в какой-то мере, результатом грандиозных по масштабам
процессов гранитизации конца архея—начала протерозоя.
Таким образом, выполненный анализ геохимических особенностей
осадочных и метаосадочных пород заставляет сомневаться в возмож-
ности существенного вклада регионального метаморфизма в изме-
нение химического состава пород. В качестве главной причины разли-
чия распространенности карбонатов в осадочной оболочке неогея и
в метаморфизованных толщах раннего докембрия остается, очевидно,
альтернатива — общая геохимическая эволюция процессов осадкооб-
разования в истории Земли. С другой стороны, глубокое преобразование
вещества гранитно-метаморфической оболочки в процессах ультраме-
таморфизма и формирование огромных объемов кислого материала не-
сомненно сопровождалось выносом значительных масс целого ряда
элементов, в том числе кальция. Возможно, это вещество могло
поступать на поверхность в качестве дополнительного материала,
питающего процессы осадкообразования.
144
О ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ОСАДОЧНОЙ ОБОЛОЧКИ
И ЗЕМНОЙ КОРЫ
На рис. 30,Л представлена схема изменения распространенности
важнейших типов пород в истории осадочной оболочки Земли [73].
Она отображает не только рост во времени распространенности
карбонатных пород, но и существенное изменение преобладающих
их типов: сидеритов, анкеритов и доломитов на ранних стадиях,
доломитов в протерозое и палеозое, известняков в мезокайнозое.
В древних толщах отсутствуют заметные скопления эвапоритов —
сульфаты кальция в значительных количествах появляются лишь
в конце раннего протерозоя, а соли — в конце позднего протерозоя
[73, 75]. В литературе имеются указания на присутствие в архейских
отложениях осадочных баритов [174] и высказываются предположения
о былом нахождении в них солей и сульфатов, уничтоженных впослед-
ствии, однако достоверных данных о сколько-нибудь заметной роли
эвапоритов в архейской седиментации нет. Наиболее интенсивное их
накопление [37] приходится на палеозой (ранний кембрий, поздний
девон и пермь) и мезокайнозой.
В осадочной оболочке в ходе времени возрастала роль глинистых
осадков — продуктов гидролиза материнских пород областей эрозии,
а состав обломочных пород последовательно изменялся от преобладания
граувакков в архее к появлению значительных количеств аркозов в
протерозое и господству олигомиктовых и мономиктовых кварцевых
песчаников в неогее. На ранних этапах развития осадочной оболочки
заметную роль играли кремнистые отложения. Снижается во времени
вклад вулканогенной составляющей в составе осадочных пород. Следы
былого более широкого распространения основных эффузивов в ар-
хейских толщах материков, даже переработанных в процессах
ультраметаморфизма, фиксируются геохимическими данными при
изучении состава совокупности пород древних щитов [81].
Эволюционные преобразования литологического состава осадочных
толщ определялись двумя факторами: изменением петрографического
состава областей сноса, т.е. источников, питавших древние бассейны
седиментации, и изменением условий седиментации.
На рис. 30,Б представлена схема изменения во времени пропорций
важнейших групп пород, слагавших области эрозии континентов [74].
Она показывает для разных стадий развития соотношение площадей
выходов на поверхность Земли: гранитоидов и ортогнейсов, эффузи-
вов преимущественно основного состава, осадочных пород и их мета-
морфических эквивалентов. Для современного этапа оценка получена
методом измерения площадей выходов этих групп пород по геоло-
гическим картам материков [98, 158], для позднего протерозоя,
палеозоя, мезозоя и кайнозоя — по картам литологических формаций
Мира [92,95], для раннего протерозоя и архея — по геологи-
ческим картам докембрийских щитов и кристаллических фундаментов
платформ [см. 75]. Исходная точка для доархейского этапа пока-
зана в соответствии с гипотезой о господстве эффузивов в начальную
стадию развития коры [24, 73, 149]. Из графика видно, что главной
тенденцией развития является последовательное сокращение площади
!410. Зак. 793 145
100
75 L
50
25
0
Джеспилиты Эвапориты ИзВестнчки
Граи Вак ки
м, |w(|/>zlj I
M7KZ
—3500-----2100----1300— I600-600-23MW-»-
Абсолютное Время, млн лет
Глины и их
редкие эквиваленты
Вторичные
^/•^Варциты'
одВодно-£у/1ианоген^Ь1В
-SOOO-HSOO
Варцевые
пески
~kSOQ----3SQQ—27OQ--------1600 — 6DQ~235-0-*~
Абсолютное Время, млн лет
Б
Рис. 30. Схема эволюции литологического и петрографического состава и пропорций
пород областей осадконакопления (А) и эрозии (Б) материков по А.Б. Ронову [73,75]
выходов основных эффузивов и рост площади осадочных пород. Пло-
щадь выходов гранитоидов возрастала по мере усиления процессов
гранитизации и последующей эрозии древних складчатых областей,
достигнув максимума в конце раннего протерозоя. Последующее ее
сокращение было обусловлено перекрытием пород кристаллического
фундамента платформенным чехлом позднепротерозойских и более
молодых осадков [74].
Исходя из принятой схемы изменений во времени пропорций
146
AM3,CaO,MflD,e/0
K20, Na2O,%
---4500---3500—2700-------1600 —6И0-23И)-4500--3500—2700------1600—600-235D-*
Абсолютное Претя,млн лет Абсолютное &ре/ия,млн лет
Рис. 31. Схема изменения во времени химического состава областей эрозии мате-
риков по А.Б. Ронову [74]
разрушавшихся пород континентов и данных о соответствующих им
по возрасту составах пород СССР, США и ряда других стран Мира,
рассмотрены геохронологические тенденции изменений среднего хими-
ческого состава областей эрозии континентов. Они отображены на
рис. 31. Левая половина графика показывает закономерное умень-
шение от этапа к этапу содержания Fe, Mg, Na и Al, а правая — более
сложное изменение средних содержаний К и Са. Количество калия
нарастает во времени, достигает максимума в позднем протерозое,
а затем уменьшается к современному этапу. Кальций показывает
противоположные тенденции, постепенно снижаясь вплоть до раннего
протерозоя, а затем начинает расти практически до исходного
уровня в мезо кайнозое [74].
Геохимические следствия этих изменений очевидны: со временем
должен был определенным образом измениться химический состав
терригенных продуктов выветривания и растворов, выносившихся из
областей эрозии континентов во внутриматериковые моря и океаны.
Это должно было определенным образом влиять на общее направление
эволюции состава осадков и отчасти химического состава вод океана
[74]. Данные, полученные в результате изучения состава пород
фундамента и осадочных чехлов Русской, Северо-Американской, Си-
бирской и некоторых других древних платформ, подтверждают пра-
вильность этого вывода. Кривые графика на рис. 32 показывают,
147
Абсолютное бремя, млн лет
Рис. 32. Изменение во времени средних
содержаний К2О, NazO и величины отно-
шения CaO/MgO в областях эрозии ма-
териков и в породах областей седимен-
тации. По А.Б. Ронову и А.А. Мигдисо-
ву [81] и А.Б. Ронову [74]
что распределение калия и натрия в осадках аналогично схеме их
распределения в породах областей эрозии континентов [74]. Столь же
закономерно согласованы изменения во времени величины отношения
CaO/MgO в породах областей эрозии и седиментации континентов
(см. рис. 32), а также железа, магния и связанных с ними редких
элементов.
В истории Земли от архея до современной эпохи развивался не-
обратимый процесс увеличения площади платформ за счет отмирания
геосинклиналей (рис. 33). Естественным его следствием было не только
уменьшение площади распространения геосинклинального вулканизма
и интрузивной деятельности, но и изменение петрографического сос-
148
гис. 33. Сокращение во времени пло-
щади геосинклиналей и рост площади
платформ в пределах современных ма-
териков. По А.Б. Ронову [75]
тава питающих провинций и ин-
тенсивности процессов вывет-
ривания и выноса его продук-
тов в моря и океаны. Сравни-
тельное изучение осадочной диф-
ференциации в породах стабиль-
ных и мобильных зон земной
коры [80] показало, что на
платформах глубина разложе-
—3S00----2600-1900-1600- not — $70 - 2iS-0 -*-
Абсолютное Время, млн лет
ния пород больше, дифференциация полней и величина коэффи-
циента выноса убывает от наиболее к наименее подвижным элементам,
образуя ряд подвижности, отвечающий распространенности этих эле-
ментов в водах современного океана: Na>Mg>Ca>K. При выветри-
вании же геосинклинальных пород этот ряд нарушается вследствие
более основного состава_ материнских пород и неполноты их разло-
жения: Mg>Ca>Na>K. Рассматривая эти ряды в историческом
аспекте, можно полагать, что на ранних стадиях развития коры пре-
обладали процессы выноса элементов в моря и океаны по геосинкли-
нальной модели, тогда как на более поздних стадиях — по платфор-
менной [80].
Сопоставление эволюционных тенденций изменения состава оса-
дочных пород во времени с распределением химических элементов в
этих же породах, независимо от их возраста, в ряду важнейших тек-
тонических структур осадочной оболочки материков устанавливает
общие закономерности изменений состава пород как во времени (от
архея до кайнозоя), так и на геотектоническом профиле от наиболее
мобильных зон (эвгеосинклинали) к наиболее стабильным (древние
платформы). Общность тенденций четко отражают графики на рис. 34,
при построении которых использован огромный материал [76, 135].
Изменения физико-химических условий выветривания и осадко-
накопления, происходившие в ходе эволюции атмосферы, гидросферы
и биосферы, также сказывались на общих тенденциях изменения со-
става пород осадочной оболочки. Выявление таких изменений пред-
ставляет в ряде случаев значительные трудности, поскольку на со-
держания элементов и формы их нахождения накладывалось влияние
процессов эпигенеза и метаморфизма. Наблюдения свидетельствуют,
что с уменьшением возраста осадочных пород в них растет содер-
жание органического углерода; параллельно снижается отношение
ИеО/РегОз, увеличивается содержание серы (рис. 35) и величина
отношения содержаний окисной ее формы к восстановленной. Происхо-
дит также последовательное обогащение восстановленных форм серы
легким изотопом, а окисленных — тяжелым [32, 60, 174]. Этот эффект
нередко интерпретируется как результат увеличения массы захоро-
149
Абсолютное бремя, млн лет
Ni.Co.Cu,
ЛЛсолютное 1ремя,млн лет
Рис. 34. Сходство изменения средних содержаний элементов и величины их отношений во
времени и в ряду геотектонических структур. По А.Б. Ронову [76].
няемого органического вещества в осадочной оболочке и как след-
ствие — накопление в атмосфере свободного кислорода и окисление
восстановленных форм поливалентных элементов в осадках.
Однако остается нерешенным вопрос, насколько первичные соот-
ношения этих геохимических параметров на щитах и в геосинклиналь-
ных областях искажены в процессах эпигенеза и метаморфизма. На-
пример, влияние регионального метаморфизма на степень окислен-
ности железа в глинистых породах раннего докембрия как бы сумми-
150
—3500------2700-------- 1600 ------- 570-235-0-’-
Абсолютное бремя, млн лет
руется с первичной его восстановленностью, приобретенной в ста-
дию выветривания и седиментации на контакте глинистых осадков с
бедной кислородом атмосферой. Оценить отдельно вклад осадочного
и метаморфического процессов в наблюдаемые геохронологические
изменения практически невозможно. Судя по данным [83], уменьшение
концентрации серы и снижение содержания органического углерода
в ходе прогрессивного метаморфизма должно искажать первичные их
соотношения и, следовательно, эволюционные тренды. Но масштабы
этих явлений, по-видимому, несоизмеримы: вариации, возникающие
151
-3800-----2600—1600-----570-2W-0-3300---2600—1600-----570-24 5-0*
Абсолютное Время.млн лет Абсолютное Время, /или лет
Рис. 35. Изменение во времени содержаний Сорг и форм серы, величины отношений
форм железа и серы и ее изотопного состава. По А.Б. Ронову и А.А. Мигдисову [81],
А.А. Мигдисову и др. [60] с дополнениями
152
в процессе метаморфизма, лежат в пределах региональных флук-
туаций. Они почти на порядок величины меньше общей амплитуды
эволюционных колебаний.
Таким образом, весь комплекс геохимических данных выявляет
определенные, взаимосвязанные признаки закономерного изменения
в ходе геологической истории содержания различных элементов в
формирующихся осадках; с этими эволюционными изменениями хими-
ческого состава отдельных пород оказываются связанными и вари-
ации относительной распространенности их литологических типов.
Наблюдаемые изменения во времени геохимических параметров оса-
дочных пород прежде всего отражают эволюцию состава питающего
процессы осадкообразования вещества, т.е. они задаются внешним по
отношению к самой осадочной оболочке источником. Принципиальным
компонентом этого внешнего источника являются магматические по-
роды глубинного происхождения — производные мантийного и коро-
вого магмообразования. В связи с этим мы попытались совместно
с И. В. Бредановой [78] сопоставить эволюционные изменения состава
осадочных пород с изменением во времени состава мантийных и коро-
вых источников. Это потребовало специального сбора и анализа ог-
ромного фактического материала по всем континентам. Исследованием
затронуты наиболее распространенные породы земной коры. В оса-
дочной оболочке — это глины и глинистые сланцы и частично пес-
чаники, а в кристаллической коре — базальты и гранитоиды. Вместе
со своими метаморфическими эквивалентами (пара-, ортогнейсами и
амфиболитами) эти породы слагают в общей сложности более
80% объема гранитно-метаморфической оболочки. Каждый из трех
рассматриваемых типов пород является наиболее распространенным
в ряду осадочных, эффузивных и интрузивных образований. Они же
соответственно господствуют в сменяющих друг друга сверху вниз
осадочной, гранитно-метаморфической и гранулит-базитовой обо-
лочках земной коры континентов. Изменение их составов во времени
позволяет охарактеризовать тенденции развития преобладающей по
массе части континентальной коры. И наконец, каждый из рассмат-
риваемых типов пород отражает в своем составе особенности эволю-
ции геохимических процессов разного уровня глубинности: поверх-
ностных (осадочных), внутри коровых и мантийных. Мы попытались
сопоставить с этими тремя типами пород развитие состава ультра-
основных эффузивов — коматиитов, достаточно широко распростра-
ненных в зеленокаменных поясах древнего архея и практически ис-
чезающих к позднему докембрию и фанерозою. Коматииты, образую-
щиеся при максимальных степенях плавления глубоких недр, с наи-
большим приближением отражают состав мантийного источника ве-
щества коры.
Сопоставление средних составов трех наиболее распространенных
типов пород земной коры и коматиитов велось в рамках одних
и тех же стратиграфических интервалов, представляющих длительные
лериоды времени и отвечающих крупнейшим этапам развития земной
коры. К ним относятся: древнейший архей, ARi (> 3,4 млрд лет), соб-
ственно архей, AR2_3 (3,4—2,5 млрд лет), ранний протерозой, PRi
11. Зак. 793
153
(2,5—1,6 млрд лет), средний—поздний протерозой, PR2_3 (1,6—
0,57 млрд лет) и фанерозой, Ph (0,57—0 млрд лет).
Такой подход, нивелируя случайные и циклические колебания и
сводя к минимуму ошибки, связанные с несовершенством стратиграфии
и корреляции, позволяет выявить направленные по оси времени эво-
люционные изменения состава пород [14, 81].
Мы стремились к глобальному охвату исходных данных во из-
бежание гипертрофированного влияния провинциальных вариаций соста-
ва пород. Так, при выведении средних составов архейских и нижне-
протерозойских пород использовались данные по большинству круп-
нейших щитов Мира: Балтийскому, Украинскому, Алданскому, Канад-
скому, Австралийскому, Южно-Африканскому, Бразильскому, Индо-
станскому и частично Антарктическому. В совокупности они представ-
ляют все континенты. Этот же глобальный принцип соблюдался при
выведении средних химических составов осадочных и магматических
пород верхнего протерозоя и фанерозоя, с охватом таких главных
тектонических структур континентов, как древние и молодые плат-
формы, геосинклинальные и орогенные области. В общей сложности
в работе использовано 13 тыс. анализов базальтов, более 15 тыс.
анализов гранитоидов, около 16 тыс. анализов сланцев, включая
1674 средних проб, составленных из 29500 образцов. Более скромно
выглядят исходные данные по коматиитам (176 анализов), среди
которых слабее всего охарактеризованы крайне редкие фанерозой-
ские образования (15 анализов), представленные лишь одним регио-
ном (о-в Горгона) [127] (ссылки на использованные источники см.
в [78]).
В нашем распоряжении имелись достаточно надежные оценки
объемной распространенности пород для всех отделов верхнего про-
терозоя и фанерозоя по каждому материку в отдельности и по сла-
гающим его крупным геотектоническим структурам. Эти оценки в со-
четании с данными по химическим составам пород позволили вывести
взвешенные по объемам средние их составы для всех стратигра-
фических подразделений верхнего протерозоя и фанерозоя в каждой
отдельно взятой структуре, в совокупности этих структур на от-
дельных континентах и для материкового блока в целом.
Данные по объемной распространенности пород архея и раннего
протерозоя отсутствуют и вряд ли в ближайшее время могут быть
установлены с помощью имеющихся методов исследования. Для полу-
чения взвешенных оценок среднего химического состава пород этого
возраста нами использовались другие методы определения их распро-
страненности. Один из методов опирается на измерение площадей
выходов на поверхность тех или иных типов магматических и мета-
осадочных пород по геологическим и петрографическим картам,
причем для супракрустальных вулканогенно-осадочных толщ учиты-
вались также мощности пород по разрезам [31, 48, 81]. Применялся
и другой метод определения распространенности пород, основанный
на. статистическом анализе частоты их встречаемости при опробовании
по равномерной сетке на площади региона или при послойном отборе
образцов по разрезам скважин и обнажений. На основе полученных
154
данных составлялись средние пробы каждого типа пород [55, 83,
147, 215, 216].
В распоряжении авторов отсутствовали данные по площадной
распространенности верхнепротерозойских и фанерозойских гранито-
идов. При выведении их среднего состава мы вынуждены были ис-
пользовать обычные статистические методы, но с той особенностью,
что для каждого континента усреднение анализов велось по от-
дельным регионам, а затем — соответственно числу регионов вы-
водилось среднее. Для континентального блока в целом средние
значения получались как среднее арифметическое из данных по всем
континентам.
Из всего сказанного очевидно, что проведенное на такой основе
исследование эволюционных изменений состава пород, слагающих
земную кору, характеризуется большим фондом исходных данных,
глобальной их представительностью и количественным подходом к
выведению средних содержаний химических элементов в породах
каждого изученного петрографического комплекса. Именно такой
подход приближает нас к объективному отражению главных тенденций
эволюции состава осадочных и магматических пород, слагающих зем-
ную кору.
В табл. 54 сведены результаты подсчетов средних химических
составов сланцев, гранитоидов, базальтов и коматиитов для пяти
крупных стратиграфических комплексов, слагающих земную кору
континентов. Они иллюстрируются серией графиков.
Любой из четырех типов пород заключает в себе независимую
информацию о тенденциях изменения состава земной коры в геоло-
гическом прошлом.
Геохронологические тенденции изменения состава пород более
четко выражены на тройной диаграмме AFA/(рис. 36), рассматривающей
положение точек в координатах Mg—FeO—(KaO + NajO). Эта диаграм-
ма традиционно используется при изучении эволюции состава пород
комагматических серий. Те же тенденции, которые обычно характерны
для изменения состава этих серий, мы обнаруживаем на графике AFM
в расположении фигуративных точек для каждого типа пород по мере
уменьшения их возраста. Изменение составов во всех рассматриваемых
типах пород оказывается строго согласованным друг с другом, включая
инверсионное развитие в фанерозое*. В совокупности эти типы пород
образуют единый тренд в изменении составов от коматиитов через
базальты, глинистые сланцы к гранитам, в точности отвечающий
общей тенденции изменения -составов всего разнообразия магма-
тических дифференциатов. При этом следует подчеркнуть, что изме-
нение средних составов глин и их метаморфических эквивалентов
гармонично вписывается в единый ’’магматический” тренд. Докембрий-
ские граувакки и песчаники также находят свое место в общем ряду
магматических пород и сланцев, обнаруживая те же закономерности
в последовательности и согласованности изменений составов и в росте
степени их дифференцированности во времени (см. рис. 36).
•Более детальные исследования показали, что инверсия составов пород произошла
на рубеже палеозоя и мезозоя [75].
455
Таблица 54
Изменение во времени среднего химического состава
пород земной коры континентов, масс %
Стратиграфичес- кий интервал и абсолютный воз- раст, млрд лет Породы Число анализов от- дельных образцов и средних проб SiO2 TiO2 Ah03
3,8 — 3,4 Коматииты 20 45,13 0,29 3,82
AR, Основные эффузивы 424 49,68 0,83 11,34
Сланцы 57 58,67 0,80 16,76
Гранитоиды 102 68,29 0,38 14,64
3,4 — 2,5 Коматииты 88 45,60 0,49 8,18
AR2-3 Основные эффузивы 2760 50,46 0,98 14,00
Сланцы 1394 59,67 0,68 ' 16,52
Гранитоиды 5615 69,72 0,38 14,60
2,5 - 1,6 Коматииты 53 45,72 1,12 9,06
PRi Основные эффузивы 788 50,55 1,35 14,58
Сланцы 1507 62,06 0,79 16,76
Гранитоиды 3418 70,38 14,32
1,6 — 0,57 Коматииты — — — —
PR2-3 Основные эффузивы 3028 49,27 1,72 14,92
Сланцы 4683 и 4 ср. пр. из 1257 обр. 62,17 0,91 17,29
Гранитоиды 503 71,10 0,39 14,07
0,57—0 Коматииты 15 44,83 0,63 11,92
Ph Основные эффузивы 5723 и 17 ср. пр. из 284 обр. 49,34 1,53 15,81
Сланцы 6552 и 1674 ср. пр. из 28288 обр. 57,50 0,80 16,64
Гранитоиды 6969 70,91 0,41 14,00
** Потери при прокаливании
Таким образом, уже самый общий анализ полученных данных по-
зволяет сформулировать четыре основных положения, отражающие
главные особенности эволюции состава важнейших типов пород, сла-
гающих континентальную кору:
1. В каждом типе пород, включая глины и глинисте сланцы, ба-
зальты и метабазальты, коматииты и гранитоиды, отчетливо выра-
жены тенденции последовательного изменения их состава во времени.
2. Эти изменения обладают общей направленностью и строгой
согласованностью во всех типах пород, независимо от их генезиса.
3. Направленные во времени (эволюционные) тренды изменения
составов разных типов пород обнаруживают инверсию на последнем
(фанерозойском) этапе развития Земли.
4. Сходная направленность изменений химического состава всех
156.
Fe2O3 FeO МпО MgO CaO Na2O KjO P2O5 CO2 H2O Сумма
2,17 8,02 0,20 7,26 5,71 0,26 0,04 0,03 —— 7,10* 100,91
2,25 9,43 0,23 10,09 10,70 1,72 0,41 0,10 0,80 1,62 99,20
1,93 7,32 0,14 5,52 1,89 1,17 2,30 0,11 0,74 2,52 100,43
1,30 2,56 0,09 1,19 3,51 4,57 2,20 0,16 0,11 0,66 99,75
2,20 8,71 0,20 20,96 7,74 0,77 0,20 0,05 — 4,71+ 100,02
2,61 8,01 0,19 7,72 9,86 2,36 0,55 0,15 0,60 1,71 100,10
1,99 5,91 0,10 4,07 2,78 1,87 2,39 0,12 1,38 2,53 100,00
1,25 2,20 0,05 0,96 2,36 3,87 3,27 0,12 0,20 0,71 99,69
3,06 9,94 отн 15,98 9,18 0,87 0,10 0,05 — 2,87 97,91
2,78 9,07 0,18 6,45 9,15 2,66 0,77 0,31 0,29 1,29 100,15
2,16 5,16 0,14 2,98 2,16 2,08 3,08 0,14 0,48 1,58 99,57
1,43 2,02 0,063 0,94 1,93 3,46 4,20 0,14 0,14 0,54 99,95
— — l-l- — — — — — —
3,87 8,56 0,19 6,77 8,76 2,70 0,81 0,26 0,26 — 99,56
2,76 4,04 0,12 2,79 1,54 1,77 3,50 0,17 — 3,26 100,32
1,27 1,64 0,055 0,78 1,68 3,87 4,02 0,142 0,25 0,57 99,84
1,00 9,21 0,19 16,99 10,11 1,12 0,02 0,06 — 3,90 99,98
4,26 6,59 0,18 6,06 8,92 3,24 0,94 0,25 0,39 2,86 100,37
3,12 2,86 0,11 2,50 2,90 1,17 3,26 0,17 2,54 5,75 99,32
1,27 2,04 0,07 0,81 1,87 3,59 4,03 0,10 0,26 0,68 100,14
типов пород отвечает общему для них увеличению степени диффе-
ренциреданности вещества по мере развития земной коры.
Установленные закономерности изменении во времени среднего
химического состава разных типов пород предопределяют распре-
деление отдельных элементов (породообразующих и редких), а также
некоторых ИХ отношений в магматических и осадочных породах в за-
висимости от их возраста.
Распределение вверх по стратиграфической шкале средних содер-
жаний отдельных элементов в базальтах, коматиитах и гранитоидах
в точности соответствует трендам этих элементов, обычно наблюдае-
мым в ходе эволюции основных, ультраосновных и кислых расплавов.
Этим подтверждается высказанное выше положение о том, что эво-
люция химического состава пород выражается последовательным
157
Рис. 36. Диаграмма AFM, отображающая тенденции эволюции средних составов ко-
матиитов, базальтов, сланцев, песчаников и гранитоидов от раннего архея к фанерозою
Индексами обозначены этапы развития (ARi, AR2_3, PRi, PR2_3, Ph). Стрелками по-
казаны тенденции изменения состава каждого типа пород [78]
ростом их дифференцированности во времени. В полном соответ-
ствии с этим выделяются три типа распределения элементов.
l.Bo всех типах магматических пород от древних к молодым
параллельно снижению в них концентраций MgO падают содержания
элементов 1-й группы, а именно Ni, Со, Сг (рис. 37) и уменьшается
величина отношения Ni/Co. В ряде случаев проявляется инверсия
трендов в фанерозое (в гранитоидах — для Mg, Со, Ni, Сг; в ба-
зальтах для Сг; в коматиитах — для Mg, Ni, Сг).
2. Параллельно росту содержаний К2О от древних пород к молодым
происходит накопление элементов 2-й группы, включающей также
такие литофильные элементы, как Rb, РЗЭ (особенно легкие ланта-
ноиды), Th, U, Hf, Nb, Pb и др. (рис. 38, 39); растет также величина
отношения Fe3+/Fe2+ (рис. 40). В этой группе элементов хорошо
выражена фанерозойская инверсия (особенно в гранитоидах).
3. Концентрация элементов 3-й группы (Na, Са, Sr, Ba, Al, Ti, Fe, V
и др.) изменяется по мере увеличения степени дифференцированности
пород неодинаково, часто противоположным образом в ультрабазитах
и базитах, с одной стороны, и в кислых породах — с другой.
158
2722
— — 2,s—/,f—-ff —7,ff — e,s — a
Mcv/wwim Прем я r /ияр# лет
Рис. 37. Изменение во времени средних содержаний MgO, Ni и Сг в коматиитах, базаль-
тах, сланцах и гранитоидах
Практически все элементы группы (за исключением Са в базальтах)
накапливаются от этапа к этапу в коматиитах и базальтах, тогда
как их содержания в гранитоидах последовательно снижаются (рис. 38,
41). По такому же закону изменяется и величина отношения La/Yb:
в гранитоидах она уменьшается в ходе геологического времени,
что неоднократно обсуждалось многими исследователями [228],
а в базальтах намечается тенденция к росту отношения от древних
к молодым (рис. 42).
Намеченные три типа распределения элементов во времени в маг-
матических породах, которые являются источниками вещества оса-
дочных пород, дают ключ к пониманию геохронологического рас-
пределения элементов в осадках.
Из графиков (см. рис. 37—40) видно, что глинистые породы
обнаруживают те же тенденции изменения во времени содержаний
элементов 1-й и 2-й групп, что и материнские магматические
породы, а по уровню концентраций элементов занимают, как пра-
вило, промежуточное положение между базальтами и гранитоидами.
В ряде случаев на графиках по мере течения времени наблюдается
сдвиг точек на кривой сланцев от уровня, близкого к базальтам,
к уровню концентраций элементов в гранитоидах.
159
Яремл , /мр$ лет
Р и с. 38. Изменение во времени средних содержаний КгО, Rb и Na:O в базальтах, сланцах и
гранитоидах
Для элементов 3-й группы со свойственными им различиями,
часто с противоположными возрастными трендами в основных и кислых
магматических породах вряд ли можно ожидать направленных во вре-
мени изменений концентраций в сланцах при условии постоянства
соотношений выходов базальтов и гранитоидов в областях сноса,
Появление в сланцах эволюционных трендов для элементов 3-й грувиы
возможно лишь при направленном во времени изменении пропорций
основных и кислых магматических пород в областях размыва
(питающих провинциях). Наиболее отчетливо ОНИ проявляются при
значительных различиях в концентрациях элементов (или величины
их отношений) в базальтах и гранитах. В этом случае элементы
3-й группы оказываются хорошими индикаторами при определении
доли участия основных и кислых магматических пород в образовании
осадочного материала. Так, например, эволюционные тенденции в
распределении Fe, V, Ва в сланцах (см. рис. 41) определяются сокра-
щением площади выходов основных пород в области сноса с высо-
кими концентрациями в них Fe и V, но бедных Ва и все возрастающей
160
ЯЛел/отмм fipg/ия, мл pi/ лет Мм/итц flew л, млрр лет
Рдс. 39. Изменение во времени РЗЭ в коматиите», базальтах, сланцах и гранитоидах
Рнр. 40. Изменение во времени величины отношения Fe2O,/FeO в базальта», сланцах и
гранитадах
Д Г^71 Л г
——e,s—\f — е,е—я
/Г^1 ЛГ/ I Л/ I
—j,e — z, е— /,е — е.е — л —е,« — г,е—г,е — е,е—е
tffamwmwe //ремл, млрр лет
Рис. 41. Изменение во времени содержания общего железа (FeOo6in), V и Ва в базаль-
тах, сланцах и гранитоидах
161
Рис. 42. Изменение во времени величины отношения La/Yb в коматиитах, базальтах,
сланцах и гранитоидах
во времени площадью распространения пород кислых с очень ма-
лыми содержаниями V и Fe, но резко (почти на порядок) обогащен-
ными Ва.
Несколько иной тип изменения во времени обнаруживает широко
используемое геохимиками отношение La/Yb. Величина его в сланцах
растет лишь на ранних стадиях развития земной коры (ARi—PRi),
а затем стабилизируется в неогее (см. рис. 42). Такой ход кривой
определяется особенностями изменения этого отношения в перво-
источниках вещества осадков. Величина La/Yb в базальтах и гранитах
сближается во времени. Это происходит в условиях сокращения пло-
щади выходов первых и роста площади вторых в областях сноса.
Именно близость отношений La/Yb в базальтах и гранитах на постар-
хейском этапе, а вовсе не отсутствие в это время дифференциации
вещества коры, как полагают некоторые исследователи [227, 228],
определила постоянство величины La/Yb отношения в сланцах про-
терозоя и фанерозоя и, как следствие, обусловила малую инфор-
мативность этого отношения на данном этапе геологической ис-
тории с точки зрения эволюции состава осадочной оболочки и земной
коры.
Схема изменения петрографического состава областей эрозии ма-
териков (см. рис. 30, Б) подтверждается независимыми данными изо-
топных исследований. На рис. 43 приведены результаты определений
изотопного состава Nd в осадочных и метаосадочных породах
[126, 190, 193, 195, 198, 199], пересчитанные для принятых нами пяти
крупных этапов геологической истории. Из них следует, что для древних
162
fiMffiuvKKiia faipaem, re* лет
Рис. 43. Сопоставление модельного (по Nd) и геологического возраста осадочных и ме-
таосадочных пород по данным изотопных исследований ([190, 199, 126, 193 и др.])
Столбиками показаны значения коэффициентов рециклирования осадков. По К. Ал-
легре и Д. Руссо [126]
осадков модельные возраста по Nd близки к их действительному
геологическому возрасту, т.е. эти осадки являлись результатом
размыва достаточно близких к ним по возрасту мантийных магма-
тических пород. Начиная с PR2_3, ведущим источником седиментации
становятся более древние коровые породы, а на последнем, фанеро-
зойском этапе, судя по коэффициентам рециклирования, определяющую
роль приобретает переотложение вещества осадочных пород.
Исходя из этих данных, можно в пределах выделенных интервалов
геологического времени (во всяком случае до PR2_3) рассматривать
осадки как продукт переработки синхронных с ними магматических
пород. Тогда по содержаниям ряда элементов (Mg, Ni, Со, Si, Zr, Th, U,
Fe, Ti, V, Ba, Zr и др.) можно ориентировочно подсчитать соот-
ношение вклада основных и кислых магматических пород в вещество
сланцев на разных этапах геологической истории. Эти расчеты дают
устойчивую тенденцию к росту вклада кислых пород и уменьшению
вклада основных (в среднем от >65% вещества базальтов в ARi
до <30% в PR2_3 при коэффициенте вариации 20—30%).
Конечно, такие расчеты не могут считаться вполне корректными,
поскольку сланцы не являются единственным продуктом переработки
магматических пород, а процессы осадочной дифференциации приводят
к значительному перераспределению элементов между литологическими
типами осадочных пород.
Однако данные о химическом составе докембрийских метапесча-
ников, обнаруживающих как раз те же, что и сланцы, направленные
163
во времени изменения состава, убедительно доказывает правильность
тенденций, установленных на материале изучения химического состава
сланцев. Сопоставление трендов изменения средних содержаний
и отношений многих породообразующих элементов в глинистых и
песчаных породах на всем протяжении геологической истории (от
архея до кайнозоя) не оставляет сомнения в их идентичности и
позволяет утверждать, что наблюдаемые закономерности характерны
и для осадочной оболочки в целом [76]. Наконец, непосредственные
подсчеты количества магматических пород в зеленокаменных поясах
ранне- и позднеархейского возраста также свидетельствуют о том,
что в ходе времени убывала распространенность основных и уль-
траосновных пород и увеличивалась — средних и кислых [128, 142,
228].
Таким образом, можно с уверенностью говорить о том, что тен-
денция к уменьшению вклада основных и увеличению вклада кислых
пород в вещество осадочной оболочки, прослеживаемая от древнего
архея к неогею, является реальной закономерностью и отражает
изменение во времени пропорций разных типов магматических пород
в верхней части земной коры континентов. Эта тенденция является,
по-видимому, проявлением более общего процесса роста во времени
дифференцированности вещества континентальной коры в целом и каж-
дого в отдельности типа слагающих ее пород.
Рассмотрев общие тенденции изменения состава отдельных типов
пород и земной коры в целом, попытаемся теперь в первом прибли-
жении оценить масштабы этих изменений на каждом из пяти этапов
геологического развития Земли. Такая оценка может быть сделана
в относительных величинах (процентах), если за 100% принять розницу
в концентрации элемента за все время геологического развития от
ARi до Ph. На каждый этап приходится какая-то часть общего
изменения, причем увеличение концентрации элемента выражается
положительными величинами, их уменьшение — отрицательными,
а инверсия — изменением знака.
Совокупность полученных оценок для сланцев показывает, что
эволюция их состава продолжалась с разной интенсивносью в те-
чение всей геологической истории, не ограничиваясь с каким-либо
одним рубежом, например, рубежом архея и протерозоя, как полагают
С. Тэйлор и А. Мак-Леннан [227, 228]. Масштабы преобразований
изменялись от этапа к этапу, причем периоды максимальных из-
менений состава сланцев для разных ассоциаций элементов не сов-
падают друг с другом.
Намечаются следующие три ассоциации элементов, максимальные
масштабы изменения концентраций которых приходятся на разные
этапьгземной истории:
l. Mg, Ni, Со, Сг, Fe, V. Содержания этих элементов максимальны
в ARi и снижаются на 40—75% при переходе к AR2_3. На всех после-
дующих этапах масштабы падения содержаний этих элементов последо-
вательно убывают.
2. К, Rb, Si, Ba, Zr, Hf, Th, Nb. Максимальное обогащение этими
элементами приурочено к PRi (55—85%). На границе же ARi и AR2_3 и
164
PRi—PR2_3 обогащение ими значительно меньше (0—35%), а при
переходе от PR2_3 к Ph становится минимальным, либо про-
исходит инверсия.
3. РЗЭ и Р. Эта ассоциация элементов обнаруживает наибольшие
масштабы накопления в PR2_3 (40—90%). На рубежах ARi—AR2_3 и
AR2_3—PRi обогащение этими элементами сравнительно невели-
ко (0—35%), а минимум либо инверсия, достигается в фанерозое
(±10%).
Таким образом, можно резюмировать, что эволюция химического
состава сланцев происходила в течение всей геологической истории.
Наиболее значительная перестройка состава сланцев произошла в
протерозое, когда резко усилилось накопление в них литофильных
элементов. Однако важным этапом в эволюции явился также поздний
архей (AR2_3), с которым связана максимальная потеря сланцами
элементов группы Mg и Fe. Несмотря на малые изменения общего
состава сланцев в позднем протерозое, это время отличалось наи-
большим за всю геологическую историю накоплением РЗЭ в сланцах.
Принципиальной вехой в геохимической истории был фанерозой, когда
произошли инверсионные изменения в составе сланцев.
Масштабы преобразования состава сланцев предопределялись син-
хронными и сходными по своему знаку тенденциями изменений состава
их магматических источников — базальтов и гранитоидов. Так,
максимальное падение концентраций магния в базальтах (-59%) и
гранитоидах (-56%) приходится, как и в сланцах, на AR2_3, а наиболее
интенсивное накопление калия, подобно сланцам, — на PRi (+42% и
+46% соответственно). Некоторые отличия устанавливаются лишь для
РЗЭ, наибольшее обогащение которыми гранитов достигается в PRi,
тогда как в сланцах и базальтах — в PR2_3.
Согласованность изменений средних составов генетически разно-
родных типов пород, формировавшихся на разных уровнях глубинности
(экзогенных, коровых, мантийных) наводит на мысль, что общей
причиной этих изменений в истории Земли была эволюция глубинных
мантийных процессов. Она определяла, по-видимому, формирование и
рост земной коры за счет выноса к поверхности продуктов плавления
мантии.
Этот вывод имеет принципиальное значение для понимания всей
геологической истории земной коры. Поэтому подчеркнем еще раз
основные его аспекты.
1. Впервые проблема геохимической эволюции земной коры рас-
смотрена на глобальном материале, характеризующем химической
состав самых распространенных групп пород, слагающих земную кору,
и усредненном по крупным интервалам времени. Это исключает ис-
кажения, связанные с непредставительностью отдельных литоло-
гических классов объектов, региональной неоднородностью земной
коры, неравномерностью распределения пород во времени. При этом
выявлена удивительная согласованность совершенно независимой
геохимической информации для всех изученных типов пород. Эти
обстоятельства, как мы считаем, весьма повышают достоверность
полученных выводов.
165
2. Установленные закономерности эволюции во времени химичес-
кого состава главных представителей вещества земной коры отчетли-
во согласуются с закономерностями изменения содержаний и отно-
шений химических элементов в ходе магматических процессов диф-
ференциации. Это делает очень определенным заключение, что наблю-
даемая эволюция предопределена глобальными законами магмати-
ческой дифференциации, а полная согласованность общей схемы эво-
люции вещества земной коры и изменения во времени состава непосред-
ственных продуктов мантийного вулканизма позволяет обосновать
вывод, что первопричиной геохимической эволюции земной коры
являются глобальные закономерности глубинных процессов, связанных
с магматической эволюцией вещества мантии Земли.
3. В связи с этим очень важно, что установленные эволюционные
тенденции оказываются строго коррелированы с геотектоническим
режимом геологических процессов — закономерным сокращением
площадей с мобильным тектоническим режимом за счет роста во вре-
мени регионов с более стабильной корой. Тем самым получены до-
казательства, что тектонический режим в широком понимании этого
слова, контролировавший в истории Земли вулканическую деятель-
ность, петрографический состав областей сноса, глубину разло-
жения материнских пород, развитие процессов метаморфизма и ультра-
метаморфизма, был решающим в эволюции химического состава оса-
дочной оболочки и земной коры в целом [73, 75].
Эти выводы накладывают серьезные ограничения на возможные
модели формирования и истории земной коры. Несомненно, что фор-
мирование земной коры, поступление нового, ювенильного мате-
риала — процесс, непрерывно, но неравномерно происходивший в
течение всей наблюдаемой геологической истории. Несомненно,
что этот процесс сопровождался ростом степени дифференциро-
ванности как вещества, питающего континентальную кору (мантийных
производных), так и вещества самой коры, с накоплением в ходе
времени в верхней коре элементов, обогащающих поздние, наиболее
фракционированные продукты магматической эволюции. Несомненна
глубокая (причинная?) связь геохимической эволюции земной коры
с эволюцией ее геотектонического и термического режима.
Мы не хотели бы вдаваться в этой книге в конкретный анализ
возможных, в том числе и многочисленных опубликованных моделей
формирования и геологической эволюции коры — это специальная,
комплексная проблема, требующая привлечения геологического, гео-
физического материала, серьезного анализа изотопных данных,
которые во многих случаях могут оказаться решающими (частично эти
вопросы рассмотрены в статье [78]). Весьма дискуссионным оста-
ются сегодня и теоретические основания решения такой синтети-
ческой задачи — нет окончательной ясности в основной геотекто-
нической концепции истории земной коры (полностью гипотетическим
остается ’’начало” геологической истории земной коры, неясен вклад
тектоники плит в геотектоническую эволюцию земной коры в до-
кембрии, совершенно неясны масштабы и сама возможность погру-
166
жения вещества ранее образовавшейся коры в мантию — рециклич-
ность вещества земной коры), крайне скудна независимая информация
об эволюции вещества мантии и закономерностях формирования
различных типов мантийных магматических систем во времени,
требует более последовательного анализа проблема эволюции ат-
мосферы, гидросферы и биосферы... .
Мы хотели бы здесь остановиться, но поставить не точку, а много-
точие. Надеемся, что время позволит нам продолжить работу в этом
направлении, сосредоточив усилия на исследовании поведения второ-
степенных элементов с привлечением данных по изотопному составу
важнейших геохимических индикаторов.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Подведем итоги анализу геохимических материалов, рассмотренных
на предшествующих страницах книги.
1. Мы хотим подчеркнуть, что выполненный синтез геохими-
ческих данных является в основе своей эмпирическим. Мы пы-
тались дать геохимическую характеристику всех реальных, широко
распространенных в составе континентов и дна океана типов горных
пород, количественные соотношения которых получены в результате
прямых измерений по существующим или специально составленным
картам литологических формаций осадочной оболочки и петрогра-
фическим картам щитов и кристаллических фундаментов платформ.
В этом отношении основные полученные материалы не зависят от
каких-либо геотектонических или геохимических гипотез, они яв-
ляются фундаментальными, адекватность которых реальной картине
может быть проверена лишь дальнейшим накоплением эмпирических
данных и уточнением использованной в работе систематики литоло-
гических и петрографических типов пород. Главной нерешенной проб-
лемой остается отсутствие информации ’ о действительных абсо-
лютных объемах интрузивных магматических и метаморфических
пород кристаллического основания континентальной и океанической
коры. Необходима разработка прямых методов их измерений, ве-
роятно, с использованием сейсмической томографии в комплексе с
другими геофизическими методами. Необходима и дальнейшая работа
по созданию рациональной систематики магматических пород, по-
скольку представление всей их совокупности в виде некоторых
смесей основных, средних и кислых пород остается достаточно
условным из-за неоднозначности этой упрощенной систематики и
условности принимаемых границ между петрохимическими типами.
Остается неясной относительная пропорция субщелочных и щелочных
вулканических формаций в составе эффузивных толщ платформ и
складчатых поясов континентов. Подчеркнем, что оценки среднего
химического состава осадочных пород в значительной степени лишены
этой неопределенности, так как измеренные объемы выделенных ли-
тологических типов характеризовались средними химическими соста-
вами путем обобщения анализов всех пород, попадающих в выде-
ленные (закартированные и измеренные) их объемы или площади,
хотя это и не всегда удавалось сделать.
2. Для построения модели глубинного строения континентальной
коры мы были вынуждены опираться на некоторые основополагающие
гипотезы. Во-первых, гипотезу о двухслойном строении кристал-
лической части континентальной коры, полагая, что такая простейшая
168
схема в целом правильно отражает общую тенденцию изменения
распространенности преобладающих типов пород в сложно построен-
ном вертикальном ее разрезе. Во-вторых, гипотезу о формировании
континентальной коры в результате накопления магматических (преиму-
щественно вулканических) продуктов выплавления из вещества верхней
мантии. В-третьих, мы опирались на представления о собственно
коровом происхождении подавляющей массы кислого магматического
материала и принципиальном значении вертикального перераспре-
деления огромных масс гранитоидов в формировании внутренней
химической зональности континентальной коры (расслоении ее на
гранитно-метаморфическую и гранулит-базитовую оболочки).
Эти гипотезы, очевидно, не противоречат современным геологи-
ческим представлениям. Следующий шаг приближения к реальности
может быть связан лишь с решением труднейшей задачи геологии —
разработки техники и методов, которые позволят получить непосред-
ственную информацию о веществе глубинных зон континентальной
коры. Как известно, первая глубинная (Кольская) скважина посеяла
определенные сомнения в ценности простых схем строения коры,
но значение этих результатов для решения глобальной проблемы ос-
тается неопределенным. Интереснейшим материалом являются вы-
носимые некоторыми магматическими породами включения, которые
могут рассматриваться как представители гранулит-базитовой обо-
лочки континентов (а также верхней мантии), но, несомненно, это
пока случайные и малочисленные пробы, которые не позволяют
построить адекватную модель вещества нижней части коры конти-
нентов. Необходим огромный статистический материал, который
имел бы достоверную геотектоническую привязку. Большую инфор-
мацию о составе глубинного вещества континентальной коры дают
материалы по распределению радиоактивных элементов и радио-
генных изотопов в породах верхней части коры, которые уже позво-
лили предложить ряд схем, но пока и это направление остается
областью поисков.
Отметим, однако, что построенная на этих гипотезах схема
химического строения континентальной коры не привела к геохими-
ческим противоречиям и позволила разработать внутренне согла-
сованный геохимический баланс ее вещества. Мы рассматриваем
этот результат как определенный аргумент в пользу принятых
представлений, хотя, конечно, и не решающий.
3. Очень интересные проблемы геохимической истории земной
коры возникают в связи с полученными данными, которые выявили
существование направленной глобальной тенденции в геохимической
эволюции вещества коры в сторону роста его дифференцированности
во времени. Эта эволюция, несомненно, отражает общую геотекто-
ническую эволюцию системы земная кора—верхняя мантия. Привлека-
тельно связать ее с закономерным изменением энергетики Земли
(уменьшением теплового потока из недр Земли к поверхности) по
времени как главной причиной, которая определяет эволюцию не
только тектонической активности литосферы, но и таких важнейших
с точки зрения геохимии параметров, как степень частичного плав-
12 Зак 793 169
ления исходного вещества в процессах мантийного и корового
магмообразования, масштабы и локализацию областей зарождения
магматических систем, динамику этих процессов во времени, воз-
можность повторного (многократного) вовлечения ранее сформиро-
ванного вещества коры в эндогенные процессы метаморфизма и ультра-
метаморфизма. Дальнейшее исследование этих явлений, в особенности
с привлечением изотопных данных, позволит создать основу для
расшифровки действительной истории формирования и эволюции
вещества земной коры. В настоящее время предложен целый ряд
моделей формировзния земной коры, ее древнейшей истории, динамики
поступления ювенильного вещества во времени, основанных на изо-
топных и геохимических данных (см., например, [2, 50, 126, 136, 145,
146, 159,167,190,199,221,230]. Несомненно, однако, что это лишь первые
шаги в направлении решения этих труднейших проблем геологии.
4. Нам ясно, что построенная модель химического строения земной
коры неизбежно остается весьма обобщенной, многие важнейшие
проблемы ’’растворяются” в ней и остаются неисследованными.
К ним относится, например, проблема региональной геохимической
неоднородности земной коры и создания глобальной геохимической
карты биосферы, о необходимости разработки которой писал В.И. Вер-
надский [18] более 40 лет назад. Только значительно более детальный
геохимический материал, характеризующий различные геологические
структуры континентов и океанов в различные периоды геологической
истории с привлечением изотопных данных, позволит расшифровать
геохимическую историю земной коры и связать ее с эволюцией
биосферы. ।
Геохимия самых начальных, ’’догеологических” стадий развития
Земли сегодня сстается недоступной для прямого исследования.
В последнее время усилия многих геохимиков направлены на иссле-
дование нижнеархейских образований с возрастом более 3,5 млрд лет.
Выявлены важные геохимические особенности этого древнейшего
вещества, в том числе по результатам изотопных исследований, но,
конечно, сведения об этих древнейших эпохах остаются фрагмен-
тарными; и вряд ли можно рассчитывать на получение прямой ин-
формации в буд}Щем, особенного породах древнее 4 млрд лет —
активное вовлечение более древних пород в геохимический круго-
ворот и глубокое их преобразование ’’стирают” практически все следы
далекого прошлого. Многие исследователи обращаются к данным
сравнительной планетологии, полагая, что сохранность древнейшего
вещества коры на поверхности планет и их крупных спутников с давно
завершенной геологической активностью дает возможность строить
определенные аналогии. Однако детальное изучение ставшего уже
классическим в эгом отношении объекта — Луны — свидетельствует
о важных геохимических различиях вещества Земли и ее спутника,
например, по распространенности элементов разной летучести, сте-
пени окисленности и другим геохимическим параметрам. Поэтому
мы с осторожностью относимся к простым геохимическим аналогиям.
Скорее, данные сравнительной планетологии могут указать на спе-
цифическую роль определенных процессов на начальных стадиях раз-
170
вития Земли, например, метеоритной бомбардировки, что, конечно,
очень важно, но не позволяет извлекать конкретную информацию о
химическом составе вещества древнейшей протокоры Земли и из-
менении во времени.
Глобальное обобщение геохимического материала поднимает ряд
крупнейших геотектонических и геофизических проблем. Кажется
ясным, что без обоснованного решения проблем энергетики Земли и
выявления механизмов и конкретных сил, вызывающих тектонические
движения и перераспределение крупных масс вещества в недрах Земли,
которые всегда сопровождаются физико-химическими превращениями
и геохимической дифференциацией, невозможна разработка теорети-
ческих оснований моделей формирования и истории вещества земной
коры. Эмпирические модели химического строения и геохимической
эволюции наружных оболочек Земли являются важнейшим граничным
условием решения этих общих геотектонических и геофизических
проблем. Нам кажется, что сравнительный анализ и глобальный
синтез геохимической, геофизической, геологической и сравнительно-
планетологической информации уже стучатся в дверь и требуют
постановки комплексных задач и разработки принципов современной
общей теории Земли.
ЛИТЕРАТУРА
1. Афанасьева И.М. Петрохимические особенности флишевой формации южного склона
советских Карпат. Киев: Наук, думка, 1979. 242 с.
2. Балашов Ю.А. Изотопно-геохимическая эволюция мантии и коры Земли. М : Наука,
1985. 221 с.
3. Барт Т. Соотношение натрия в изверженных и осадочных породах / j Проблемы
геохимии. М.: Наука, 1965. С. 424—428.
4. Белоусов А.Ф., Кривенко А.П., Полякова З.Г. Вулканические формации. Новосибирск:
Наука, 1982. 281 с.
5. Белоусов В.В. Земная кора и верхняя мантия материков. М.: Наука, 1966. 253 с.
6. Беляевский И.А. Земная кора в пределах территории СССР. М.: Недра, 1974. 279 с.
7. Беус А.А. Геохимия литосферы. М.: Недра, 1981. 334 с.
8. Беус А.А., Голубев В.С. Геохимическая модель эволюции континентальной лито-
сферы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1979. N 3. С. 108—121.
9. Богатиков О.А., Косарева Л. В., Шарков Е.В. Средние химические составы магма-
тических горных пород. М.: Недра, 1987. 152 с.
10. Богданов А.А. (ред.). Тектоническая карта СССР, масштаб 1:10000000. М.г ГУГК
МГ СССР, 1961.
П. Бородин Л.С. Геохимия главных серий изверженных пород. М.: Недра, 1981.
194 с.
12. Бородин Л.С. Петрохимия магматических серий. М.: Наука, 1987. 257 с.
13. Ведеполь К.Г. Накопление легко летучих элементов в осадках, дегазация при
метаморфизме II Дохл. I Междунар. геохим. конгр.М.: ВИНИТИ, 1973. Т. 4, кн. 1.
С. 90—99.
14. Вейзер Я. Цикличность в эволюции Земли: Геохимические данные по осадкам / /
Докл. XXVII Междунар. геол, конгр. Секция С. И. Геохимия и космохимия. М.:
Наука, 1984. С. 130—138.
15. Вернадский В. И. Минералогия и кристаллография: Лекции для студентов мед. фак.
Моск, ун-та. М.: Рихтер, 1903. 140 с.
16. Вернадский В.И. История минералов земной коры. Том первый. (1925) // Избр. соч.
М.: Изд-во АН СССР, 1959. Т. 4, кн. 1. С. 301—619.
17. Вернадский В.И. История минералов земной коры. Том второй. История природных
вод. (1933) / / Там же. 1960. Т. 4, кн. 2. С. 5—536.
18. Вернадский В.И. Химическое строение биосферы Земли и ее окружения. М.: Наука,
1965. 369 с.
19. Винник Л.П., Давыдов Н.И., Косминская И.П. Строение тектоносферы по сейсми-
ческим данным II Тектоносфера Земли. М.: Наука, 1978. С. 179—219.
20. Виноградов А.П. Химическая эволюция Земли. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 43 с.
21. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах
изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. N 7. С. 555—571.
22. Виноградов А.П. Введение в геохимию океана. М.: Наука, 1967. 215 с.
23. Виноградов А.П., Ронов А.Б. Состав осадочных пород Русской платформы в связи
с историей ее тектонических движений // Геохимия. 1956. N 6. С. 3—24.
24. Виноградов А.П., Тугаринов А.П. Геохронологическая шкала докембрия / / Докл. сов.
геологов на XXIII сес. Междунар. геол, конгр. Проблемы геохимии и космохимии.
М.: Наука, 1968. С. 47—60.
25. Гавшин В.М., Бобров В.А., Демина Р.Г. и др. Геохимия морских терригенных
отложений Западно-Сибирской плиты // Геохимия платформенных и геосинклиналь-
ных осадочных пород и руд. М : Наука, 1983. С. 48—56.
172
26. Галимов Э.М. О причине избытка кальция и недостатка натрия в осадочной оболочке
Земли // Геохимия. 1975. N 8. С. 1251 —1257.
27. Гирин Ю.П., Казаков Г.А., Ронов А.Б. Химический состав осадочных толщ
различных тектонических зон Кавказской геосинклиналии // Геохимия плат-
форменных и геосинклинальных осадочных пород и руд. М.: Наука, 1983. С. 89—98.
28. Глухан И.В., Евдокимов И.В.,' Казмин В.Н. Эволюция химического состава стра-
тифицированных образований Чу-Илийского района и северо-востока Центрального
Казахстана // Там же. С. 116—126.
29. Гордеев В.В. Речной сток в океани черты его геохимии. М.: Наука, 1983. 159 с.
30. Горлицкий Б.А.. Распределение малых элементов и проблемы металлогении осадочно-
вулканогенных формаций докембрия Украинского щита. Киев: Наук, думка, 1970.163с.
31. Горлицкий Б. А. Химический состав главных структурных блоков Украинского щита/ /
Геохимия. 1983. N 7. С. 1066—1070.
32. Гриненко В.А., Мигдисов А.А., Ронов А.Б. Геохимия серы в осадочной оболочке
и в земной коре // Докл. I Междунар. геохим. конгр. М.; ВИНИТИ, 1973. Т. 4,
кн. 1. С. 141—157.
33. Деменицкая Р.М. Кора и мантия Земли. М.: Недра, 1975. 254 с.
34. Дмитриев Л.В., Шараськин А.Я., Гаранин А.В. Основные черты магматизма дна
океана // Проблемы петрологии. М.: Наука, 1976. С. 173—189.
35. Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 199 с.
36. Ермолаев Н.П., Жидикова А.П. Поведение урана в процессе прогрессивного мета-
морфизма и ультраметаморфизма на примере западной части Алданского щита Ц
Геохимия. 1966. N 8. С. 900—916.
37. Жарков М.А. Палеозойские соленосные формации Мира. М.: Недра, 1974. 291 с.
38. Зверев В.П. Миграция химических элементов в природных водах и динамика их
взаимодействия с твердой фазой в процессах седименто- и литогенеза: Автореф.
дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. М., 1987. 50 с.
39. Зверев В.П., Кононов В.И., Ильин А.В., Макаренко Ф.А. Миграция химических
элементов в подземных водах СССР: Закономерности и количественные оценки.
М.: Наука, 1974. 237 с.
40. Зверев С.М., Ковылин В.М., Удинцев Г.Б. Мощности донных отложений в океане //
Современные осадки морей и океанов. М.: Изд-во АН СССР, 1961., С. 292—367.
41. Казаков Г.А. Геохимические особенности осадочных пород верхнепротерозойской
геосинклинали Урала // Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных
пород и руд. М.: Наука, 1983. С. 98—106.
42. Кашинцев Г.Л. Интрузивные породы // Океанология. Геология океана: Осадко-
образование и магматизм океана. М.: Наука, 1979. С. 38—60.
43. Кепежинскас К.Б. Парагенетический анализ и петрохимия среднетемпературных мета-
пелитов. Новосибирск: Наука, 1977. 196 с.
44. Классификация и номенклатура магматических горных пород. М.: Недра, 1981. 159 с.
45. Конторович А.Э., Берман Е.Л., Богородская Л.И. и др. Геохимия юрских и нижне-
меловых отложений Западно-Сибирской низменности. М.: Недра, 1971. 250 с.
46. Косминская И.П. Строение земной коры по сейсмическим данным // Бюл. Совета
по сейсмологии. 1963. N 15. С. 95—100.
47. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964. 385 с.
48. Кулиш Е.А. Высокоглиноземистые метаморфические породы нижнего архея Алдан-
ского щита и их литология. Благовещенск: Хабар, кн. изд-во, 1973. 363 с.
49. Кутолин В.А. Проблемы петрохимии и петрологии базальтов. Новосибирск: Наука,
1972. 207 с.
50. Ламберт Р.С.Дж. Архейские тепловые режимы, температуры хоры и верхней мантии
и поэтапная модель эволюции Земли / / Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 367—
379.
51. Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Об основных проблемах петрогенезиса. (1910) / / Избр. тр. М.;
Л.: Изд-во АН СССР, 1949. Т. 1. С. 313—331.
52. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации: Литология и геохимия. М.:
Наука, 1978. 390 с.
53. Лисицын А.П. Общие закономерности строения осадочной толщи океана / / Геология
океана: Геологическая история океана. М.: Наука, 1980. С. 36—103. (Океанология).
54. Лисицын А.П., Лукашин В.Н. Химический состав осадков Мирового океана // Ма-
териалы II Всесоюз. школы по мор. геологии. Калининград, 1975. С. 35—38.
173
55. Лобач-Жученко С.Б., Чекулаев В.П., Афанасьева Л.И. Химический состав Ла-
дожской формации Балтийского щита и вопрос о балансе вещества при процессах
метаморфизма и ультраметаморфизма // Геохимия. 1972. N 3. С. 355—362.
56. Лутц Б. Г. Химический состав континентальной коры и верхней мантии Земли.
М.: Наука, 1975. 165 с.
57. Лутц Б. Г. Геохимия океанического и континентального вулканизма. М.: Недра,
1980. 246 с.
58. Люстих Е.Н., Салтыковский А. Я. К вопросу об образовании гранитного слоя земной
коры // Геохимия. 1961. N 4. С. 293—297.
59. Мархинин Е.К. Роль вулканизма в формировании земной коры. М.: Наука, 1967.
254 с.
60. Мигдисов А.А., Гриненко В.А., Ронов А.Б. Резервуар серы в осадочной оболочке
и земной коре // Глобальный геохимический цикл серы и влияние на него деятель-
ности человека. М.: Наука, 1983. С. 32—86.
61. Мигдисов А.А., Ронов А.Б. Химический состав и геохимическая история осадочных
пород Русской платформы // Геохимия платформенных и геосинклинальных
осадочных пород и руд. М.: Наука, 1983. С. 26—42.
62. Непрочное Ю.П., Седов В.В. Строение земной коры основных тектонических
структур дна северной части Тихого океана )) Докл. XXVII Междунар. геол, когр.:
Геология Мирового океана. М.: Наука, 1984. Т. 6, ч. 1. С. 40—51.
63. Пачаджанов Д.Н. Геохимия красноцветных меловых отложений Таджикской деп-
рессии. М.: Наука, 1981. 243 с.
64. Петров Б.В., Макрыгина В.А. Геохимия процесса регионального метаморфизма
в условиях высоких давлений // Докл. I Междунар. геохим. конгр. М.: ВИНИТИ,
1972. Т. 3, кн. 1. С. 291—299.
65. Пущаровский Ю.М. Тектоника и магматизм океанов // Магматические и мета-
морфические породы дна океана и их генезис. М.: Наука, 1983. С. 13—17.
66. Резанов И.А. О строении земной коры платформенных областей // Бюл. МОИП.
Отд. геол. 1962. Т. 37, N 1. С. 25—42.
67. Розанов Л.Н. (ред.). Тектоническая карта нефтегазоносных областей СССР, масштаб
1:2500000. М.: ВАГТ МГ СССР, 1970.
68. Розен О.М., Серых В.И. Геохимический аспект проблемы гранитообразования Ц
Докл. I Междунар. геохим. конгр. М.: ВИНИТИ, 1972. Т. 3, кн. 2. С. 95—117.
69. Ронов А.Б. К вопросу о распространенности карбонатных пород / / Докл. АН СССР.
1948. Т. 61, N 3. С. 479—482.
70. Ронов А.Б. История осадконакопления и колебательных движений европейской
части СССР. // Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, N 3. 1949. 390 с.
71. Ронов А.Б. Химический состав и условия формирования палеозойских карбонатных
толщ Русской платформы (по данным литолого-геохимических карт) // Тр.
ГИН АН СССР. 1956. В. 4. С. 256—343.
72. Ронов А.Б. Некоторые общие закономерности развития колебательных движений
материков: (По данным объемного метода) // Проблемы геотектоники. М.: Гос-
геолтехиздат, 1961. С. 118—164.
73. Ронов А.Б. Общие тенденции в эволюции состава земной коры, океана и ат-
мосферы // Геохимия. 1964. N 8. С. 715—743.
74. Ронов А.Б. Эволюция состава пород и геохимических процессов в осадочной
оболочке Земли / / Там же. 1972. N 2. С. 137—147.
75. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли: (Количественные закономерности строения,
состава и эволюции). М.: Наука, 1980. 78 с.
16. Ронов А.Б. Химический состав осадочных пород важнейших структурных зон
континентов и пути его эволюции // Геохимия. 1981. N 11. С. 1616—1626.
77. Ронов А.Б. Распространенность базальтов, андезитов и риолитов на континентах,
их окраинах и в океанах // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. N 8. С. 3—11.
78. Ронов А.Б., Бреданова Н.В., Мигдисов А.А. Общие тенденции в эволюции хими-
ческого состава осадочных и метаморфических пород земной коры континентов //
Геохимия. 1988. N 2. С. 180—199.
79. Ронов А.Б., Гирин Ю.П., Казаков Г.А.. Илюхин М.Н. Сравнительная геохимия гео-
синклинальных и платформенных толщ / / Там же. 1965. N 8. С. 961—979.
80. Ронов А.Б., Гирин Ю.П., Казаков Г.А., Илюхин М.Н. Осадочная дифференциация в
платформенных и геосинклинальных бассейнах / / Там же. 1966. N 7. С. 763—776.
174
81. Ронов А.Б., Мигдисов А.А. Эволюция химического состава пород щитов и оса-
дочного покрова Русской и Северо-Американской платформ // Там же. 1970. N 4.
С. 403—438.
82. Ронов А.Б., Мигдисов А.А., Барская Н.В. Закономерности развития осадочных пород
и палеогеографических условий седиментации на Русской платформе: (Опыт коли-
чественного исследования) // Литология и полез, ископаемые. 1969. N 6. С. 3—36.
83. Ронов А.Б., Мигдисов А.А., Лобач-Жученко С.Б. Проблемы эволюции хими-
ческого состава осадочных пород и региональный метаморфизм // Геохимия.
1977. N 2. С. 163—186.
84. Ронов А.Б., Мигдисов А.А., Хайн В.Е. О достоверности количественных методов
исследования в литологии и геохимии // Литология и полезн. ископаемые. 1972.
N 1. С. 3—26.
85. Ронов А.Б., Мигдисов А.А., Хайн В.Е. Возможности и ограничения объемного
метода: (На примере Русской платформы и окружающих ее глубоких прогибов) / /
Там же. 1973. N 4. С. 3—14.
86. Ронов А.Б., Ратынский В.М. Метод установленных средних проб / / Докл. АН СССР,
1952. Т. 86. N 4. С. 779—782.
87. Ронов А.Б., Хайн В.Е. История осадконакопления в среднем и верхнем палеозое
в связи с герцинским этапом тектонического развития земной коры // Congr. Geol.
Intern. ХХа ses., 1956. Seccidn V. Primar Tomo. Mexico (D.F.), 1957. P. 113—185.
88. Ронов А.Б., Хайн B.E„ Балуховский A.H. Сравнительная оценка интенсивности
вулканизма на континентах и океанах // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1979. N 5. С. 5—12.
89. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Балуховский А.Н. Позднемеэозойские и кайнозойские лито-
логические формации континентов и океанов: (Поздняя юра) // Сов. геология.
1983. N 6. С. 32—46.
90. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Балуховский А.Н, Количественные закономерности распростра-
нения осадков в океанах / / Литология и полез, ископаемые. 1986. N 2. С. 3—16.
91. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Балуховский А.Н. Глобальный количественный баланс
седиментации на континентах и в океанах за последние 150 миллионов лет //
Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. N 1. С. 3—11.
92. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Балуховский А.Н. Атлас литолого-палеогеографических карт
Мира: (Мезозой и кайнозой континентов и океанов). Л.: АН СССР, 1989. 79 с.
93. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Сеславинский К.Б. Нижне- и среднерифейские литоло-
гические комплексы Мира / / Сов. геология. 1980. N 5. С. 59—79.
94. Ронов А.Б., Хайн В.Е., Сеславинский К.Б. Вендские литологические комплексы
Мира / / Там же. 1981. N 5. С. 37—59.
95. Ронов А.Б., Хайн В.Е„ Сеславинский К.Б. Атлас литолого-палеогеографических
карт Мира: Поздний докембрий и палеозой континентов. Л.: Наука, 1984. 70 с.
96. Ронов А.Б., Брошевский А.А. Химическое строение земной коры // Геохимия.
1967. N 11. С. 1285—1309.
97. Ронов А.Б., Брошевский А.А. Новая модель химического строения земной коры //
Там же. 1976. N 12. С. 1763—1795.
98. Сидоренко А.В. Проблемы осадочной геологии докембрия // Сов. геология, 1963.
N 4. С. 3—23.
99. Силантьев С.А. Амфиболиты океанических областей / / Магматические и метамор-
фические породы дна океана и их-генезис. М.: Наука, 1983. С. 106—119.
100. Смыслов А.А. Закономерности распределения и миграции урана и тория в горных
породах земной коры // Основные принципы и методика регионального карти-
рования горных пород. Л.: ВСЕГЕИ, 1968. С. 5—32.
101. Соловьев С.П. Опыт изучения распределения изверженных пород в пределах СССР / /
P.O. Дэли. Изверженные породы и глубины Земли (приложение). Л.; М.: ОНТИ
НКТП СССР, 1936. С. 573—591.
102. Соловьев С.П. Распределение магматических горных пород в СССР. М.: Госгеол-
техиздат, 1952. 215 с.
103. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.:
Наука, 1977. 279 с.
104. Троцюк В. Б. Прогноз нефтегазоносности акваторий. М.: Недра, 1982. 200 с.
105. Устиев Е.К. О составе родоначальных магм на примере меловых и палеогеновых
формаций Охотского вулканического пояса // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965.
N 3. С. 3—19.
175
106. Ферсман А.Е. Геохимия. Том 1. (1933) // Избр. тр. М.: Изд-во АН СССР, 1955.
Т. 3. С. 9—384.
107. Физико-географический атлас мира. М.: ГУГК МГ СССР, 1964. 250 с.
108. Флоренский К.П., Базилевский А.Т., Бурба Г.А. и др. Очерки сравнительной пла-
нетологии. М.: Наука, 1981. 324 с.
109. Фролова Т.И., Бурикова И.А., Гущин А.В. и др. Происхождение вулканических
серий островных дуг. М.: Недра, 1985. 273 с.
110. Хайн В. Е. Особенности тектонического развития земной коры в раннем докембрии —
действительные и мнимые // Проблемы геологии раннего докембрия. Л.: Наука,
1977. С. 5—13.
111. Адин В.Е.. Божко Н.А. Историческая геотектоника: Докембрий. М.: Недра, 1988.
381 с.
112. Хайн В.Е., Левин Л.Э., Тулиани Л.И. Некоторые количественные параметры гло-
бальной структуры Земли // Геотектоника. 1982. N 6. С. 25—38.
113. Хайн В.Е., Ронов А.Б., Балуховский А.И. Меловые литологические формации
мира // Сов. геология. 1975. N 11. С. 10—39.
114. Хайн В.Е., Ронов А.Б., Балуховский А.Н. Неогеновые литологические формации
мира // Там же. 1979. N 10. С. 3—35.
115. Хайн В.Е., Ронов А.Б.. Балуховский А.Н. Позднемезозойские и кайнозойские
литологические формации континентов и океанов: (Ранний и поздний мел) / / Там же.
1983. N 11. С. 79—101.
116. Хайн В.Е, Ронов А.Б., Сеславинский К.Б. Силурийские литологические формации
мира // Там же. 1977. N 5. С. 21—42.
117. Хайн В.Е., Ронов А.Б., Сеславинский К.Б. Верхнерифейские литологические комп-
лексы мира // Там же. 1981. N 1. С. 72—91.
118. Хилыпова В.Я., Савельев А.А., Шулешко U.K. Петрохимия филлитов в разных
зонах метаморфизма (Северо-Байкальское нагорье) // Докл. АН СССР. 1969.
Т. 188, N 1. С. 205—208.
119. Юдович Я.Э. Региональная геохимия осадочных толщ. Л.: Наука, 1981. 276 с.
120. Энгель А.Е.Дж., Энгель С.Г. Горные породы ложа океана / / Основные проблемы
океанологии. М.: Наука, 1968. С. 183—217.
121. Ярошевский А.А. Динамическая модель геохимического цикла // Разделение эле-
ментов и изотопов в геохимических процессах. М.: Наука, 1979. С. 15—34.
122. Ярошевский А.А. О химическом составе гранулит-базитового слоя континентальной
коры и химическом строении земной коры с позиций концепции геохимического
баланса // Геохимия, 1985. N 8. С. 1139—1147.
123. Ярошевский А.А. Принцип выплавления и формирование двух типов земной
коры как следствие двух геологически различных типов мантийного вулка-
низма // Докл. АН СССР. 1986. Т. 290, N 3. С. 714—717.
124. Ярошевский А.А. О происхождении гранитного вещества континентальной коры //
Там же. 1986. Т. 291, N 2. С. 444—447.
125. Ярошевский А.А., Цехоня Т.Н. Петрохимические типы магматических пород дна
океана, закономерности их ассоциаций и распределения по структурно-морфо-
логическим зонам // Океанический магматизм — эволюция, геологическая корре-
ляция. М.: Наука, 1986. С. 95—103.
126. Allegre C.J., Rousseau D. The growth of the continents through geological time studied by
Nd isotope analysis of shales // Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 19—34.
127. Komatiites / Ed. N.T. Arndt, E.G. Nisbet. L.: Allen and Unwik, 1982. 526 p.
128. Baer A.J. Proterozoic orogenies and crustal evolution // Geol. Soc. Amer. Mem. 1984.
N 161. P. 47—58.
129. Barth T.F.W. Theoretical petrology. N.Y.: Wiley, 1952. 450 p.; Рус. пер.: Барт T.
Теоретическая петрология. M.: Изд-во иностр, лит., 1956. 412 с.
130. Billings М. Regional metamorphism of the Littleton-Moosilanke area, New Hempshire //
Bull. Geol. Soc. Amer. 1937. Vol. 48. P. 463—5654.
131. Blatt H; Jones R.L. Proportion of exposed igneous, metamorphic and sedimentary
rocks // Ibid. 1975. Vol. 86. P. 1085—1088.
132. Bowen N.L. The evolution of the igneous rocks. Princeton: Univ, press, 1928. 334 p.;
Рус. пер.: Боуэн H. Эволюция изверженных пород. M.; Л.: ОНТИ НКТП СССР,
1934. 324 с.
176
133. Brotzen О. The average igneous rock and the geochemical balance // Geochim. et
cosmochim. acta. 1966. Vol. 30. P. 863—868.
134. Cameron E.M., Baumann A. Carbonate sedimentation during the Archean // Chem. Geol.
1972. Vol. 10. P. 17—30.
135. Cameron E.M., Garrets R.M. Geochemical composition of some Precambrian shales from
the Canadian shield // Ibid. 1980. Vol. 28. P. 181—197.
136. Campbell I.H., Jarvis G. Mantle convection and early crustal evolution // Precambr.
Res. 1984. Vol. 26. P. 15—56.
137. Cann J.R. Major element variations in oceanic-floor basalts // Philos. Trans. Roy. Soc.
London. A. 1971. Vol. 268. P. 495—505.
138. Christensen N.I. The abundance of sperpentinites in the oceanic crust // J. Geol.
1972. Vol. 80. P. 709—719.
139. Christensen N.I., Fountain D.M. Constitution of the lower continantal crust based on experi-
mental studies of seismic velocities in granulites // Bull. Geol. Soc. Amer. 1975. Vol. 86.
P. 227—236.
140. Clarke F.W. The data of geochemistry // US Geol. Surv. Bull. 1924. N 770. 841 p.
141. Clarke F.W., Washington H.S. Composition of the earth’s crust // US Geol.Surv. Prof.
Pap. 1924. N 127. P. 1—117.
142. Condie K. Archean geotherms and supracrustal assembleges // Tectonophysics. 1984.
Vol. 105. P. 29—41.
143. Daly R.A. Igneous rocks and their origin. N.Y.: McGrow-Hill. 1914. 490 p.
144. Daly R.A. Igneous rocks and the depths of the earth. N.Y.: McGrow-Hill, 1933.
598 p.; Рус. пер.; Дэли P.O. Изверженные породы и глубины Земли. Л.; М.: ОНТИ
НКТП СССР, 1936. 572 с.
145. DePaolo D.J. Trace element and isotopic effect of combined wallrock assimilation and
fractional crystallization // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 53. P. 189—202.
146. Dewey B.J.F., Windley B.F. Growth and differentiation of the continental crust //
Philos. Trans. Roy. Soc. London. A. 1981. 301. P. 189—206.
147. Eade K.E., Fahrig W.T. Geochemical evolutionary trends of continental plates. A pre-
liminary study of the Canadian shield // Geol. Surv. Canada Bull. 1971. N 179. 51 p.
148. El Wakeel S.K., Riley J.P. Chemical and mineralogical studies of deep-sea sediments //
Geochim. et cosmochim. acta. 1961. Vol. 25. P. 110—146..
149. Engel A.E.J. Geological evolution of North America//Science. 1963. Vol. 140. P. 143—152.
150. Engel A.E.J., Engel C.G. Continental accretion and the evolution of North America //
Advancies frontiers in geology and geophysica. Hyderabad: Ind. Geophys. Union,
1964. P. 17—37.
151. Engelhardt W. Geochemie des Barium // Chem. Erde. 1936. Bd. 10. S. 187—246.
152. Ewart A. A review of the mineralogy and chemistry of Tertiary — recent dacitic,
latitic, rhyolitic and related salitic volcanics // Trondjemites, dacites and related rocks.
Amsterdam: Elsevier, 1979. P. 13—121 — To же на рус. яз. 11 Трондьемиты, дациты
и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С. 19—98.
153. Ewart A. The mineralogy and petrology of Tertiary-recent orogenic volcanic rocks: with
special reference to the andesitic-basaltic compositional range // Andesites. Chichester:
Wiley, 1982. P. 25—95.
154. Frey F.A. Trace element geochemistry: applications to the igneous petrogenesis of
terrestrial recks // Rev. Geophys. and Space Phys. 1979. Vol. 17. P. 803—823.
155. Fyfe W.S., Price N.J., Thompson A.B. Fluides in the earth’s crust. Amsterdam: El-
sevier, 1978. 450 p.; Рус. пер.: Файф У., Прайс H„ Томпсон А. Флюиды в земной коре.
М.: Мир, 1981. 435 с.
156. Garrets R.M., Mackenzie F.T. Evolution of sedimentary rocks. N.Y.: Norton, 1971. 397 p.;
Рус. пер.: Гаррелс P.M., Маккензи Ф.Т. Эволюция осадочных пород. М.: Мир,
1974. 271 с.
157. Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonics. B.: Springer, 1981. 390 p.
158. Giluly J. Geological perspective and the completeness of the geologic record // Bull.
Geol. Soc. Amer. 1969. Vol. 80. P. 2302—2312.
159. Glickson A.J. Siderophile and lithophile trace element evolution of the Archean mantle //
BMR J. Austral. Geol. Geophys. 1979. Vol. 4. P. 253—279.
160. Goldberg E.D., Arrhenius G. O. S. Chemistry of Pacific pelagic sediments // Geochim. et cos-
mochim. acta. 1958. Vol. 13. P. 153—212.
177
161. Goldschmidt V.M. Die Kontaktmetamorphose in Kristiangebiet // Skr. Norske vid. acad.
Kristiania. Math.-naturv. KI. 1911. Bd. 1. S. 1—483.
162. Goldschmidt V.M. Geochemische Verteilungsgesetze und kosmische HSufigkeit der
Elemente // Naturwissenschaften. 1930. 18. Jg. S. 999—1013. — To же на рус. яз. 11
Основные идеи геохимии: Л.: Госхимтехиздат, 1933. Вып. 1. С. 250—276.
163. Goldschmidt V.M. Grundlagen der quantitativen Geochemie // Fortschr. Miner, Kristallogr.
und Petrogr. 1933. Bd. 17. S. 112—156. — To же на рус. яз. // Успехи химии. 1934.
Т. 3. С. 448—483.
164. Goldschmidt V.M. Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente. IX. Die Mengen-
verhaitnisse der Elemente und der Atomarten // Skr. Norske vid. acad. Oslo. KI. 1. 1938.
Bd. 4. S. 1—148.
165. Goodwin A.M., Ambrose J.W., Ayres L.D. et al. Variations in tectonic styles in Canada.
Superior Province // Geol. Assoc. Canada Spec. Pap. 1972. N 11. P. 527—624.
166. Gregor C.B. The rate of denudation in Post-Algonkian time // Proc. Kon. ned. akad.
wetensch. 1968. Vol. 71. P. 22—30.
167. Chemical cycles in the evolution of the earth / Ed. C.B. Gregor, R.M. Garrets, F.T. Mac-
kenzie, J.B. Maynard. N.Y.: Wiley, 1988. 276 p.
168. Harland W.H., Cox A.V., Lewellin P.G. et al. Geological time scale. Cambridge: Univ,
press, 1982. 131 p.
169. Heier K.S. A model for the composition of the deep continental crust // Fortschr.
Miner. 1973. Bd. 50. S. 174—187.
170. Heier K.S., Adams J.A.S. Concentration of radioactive elements in deep crustal ma-
terials // Geochim. et cosmochim. acta. 1965. Vol. 29. P. 53—61.
111.Hill T.P., Werner M.A., Horton M.J. Chemical composition of sedimentary rocks in
Colorado, Kansas, Montana, Nebraska, North Dakota, South Dakota and Wyoming //
US Geol. Surv. Prof. Pap. 1967. N 561. 241 p.
172. Holland J.C., Lambert R.St.J. Major element chemical composition of shields
and the continental crust // Geochim. et cosmochim. acta. 1972. Vol. 36. P. 673—
683.
173. Holmes A. The age of the Earth. L.: Nelson, 1937. 287 p.
174. Holser IF.E, Schidlowski M., Mackenzie F.T., Maynard J.B. Biogeochemical cycles of
carbon and sulfur // Chemical cycles in the evolutin of the earth. N.Y.: Wiley, 1988.
P. 105—173.
175. Нот M.K., Adams J.A.S. Computer-derived geochemical balances of element abundances//
Geochim. et cosmochim. acta. 1966. Vol. 30. P. 279—297.
176. Initial reports of the Deep Sea Drilling Project. Wash. (D.C.): US Gov. print, off.,
1969—1981. Vol. I—LXXI.
177. Jake! P., White A.J.R. Composition of island arcs and continental growth // Earth
and Planet. Sci. Lett. 1971. Vol. 12. P. 224—230.
178. Jake! P„ White A.J.R. Major and trace element abundances in volcanic ricks of oro-
genic areas // Bull. Geol. Soc. Amer. 1972. Vol. 83. P. 29—40.
179. Johnson R.W., Taylor S.R. Island arc basalts // Basaltic volcanism on the terrestrial
planets. N.Y.: Pergamon press, 1981. P. 193—213.
180. King Ph.B. Tectonic map of North America, scale 1:5000000. N.Y.: US Geol. Surv.,
1969.
181. Knopf A. The composition of the average igneous rocks // J. Geol. 1916. Vol. 24.
P. 620—625.
182. Krynin P.D. The megascopic studies and field classification of sedimentary rocks // Ibid.
1948. Vol. 56. P. 130—165.
183. Kuenen Ph.H. Geochemical calculation concerning the total mass of sediments in the
earth // Amer. J. Sci. 1941. Vol. 239. P. 161—190.
184. Lambert I.B., Heier K.S. Geochemical investigations of deep-seated rocks in the Austra-
lian shield // Lithos. 1968. Vol. 1. P. 30—53.
185. Leith C.K., Mead W.J. Metamorphic geology. N.Y.: Rinehart and Winston, 1915. 357 p.
186. LeMaitre P. The chemical variability of some common igneous rocks // J. Petrol. 1976.
Vol. 17. P. 589—637.
187. Li Y.-H. Geochemical mass balance among lithosphere, hydrosphere and atmosphere //
Amer. J. Sci. 1972. Vol. 272. P. 119—137.
188. Loewengardt S. The chemical distribution of calcium between the crust as a whole and the
sediments // Isr. J. Earth Sci. 1975. Vol. 24. P. 15—18.
178
189. McBirney A.R. Andesitic and rhyolitic volcanists of orogenic belts // The Earth’s crust
and upper mantle. Amer. Geophys. Union Monogr. 1969. N 13. P. 501—507.
190. McCulloch M.T., Wasserburg G.J. Sm-Nd and Rb-Sr chronology of continental crust
formation//Science. 1978. Vol. 200. P. 1003—1011.
191. Mead W.J. Redistribution of elements in the formation of sedimentary rocks //
J. Geol. 1907. Vol. 15. P. 238—256.
192. Mehnert K.R. Composition and abundance of common metamorphic rock types //
Handbook of geochemistry. B.: Springer, 1969. Vol.l. P. 272—296.
193. Michard A., Gurriet P., Soudant M., Albarede F. Nd isotopes in French Phanerozoic
shales: esternal vs. internal aspects of crustal evolution // Geochim. et cosmochim. acta.
1985. Vol. 49. P. 601—610.
194. Nanz R.H. Chemical composition of Pre-Cambrian slates with notes on the geochemical
evolution of lutites // J. Geol. 1953. Vol. 61. P. 51—64.
195. NelsonB.K., DePaolo D.J. Rapid production of continental crust 1.7 to 1.9 b.y. ago: Nd
isotopic evidence from the basement of the North American mid-continent // Bull. Geol.
Soc. Amer. 1985. Vol. 96. P. 746—754.
196. Nockolds S.R. Average chemical composition of some igneous rocks // Ibid. 1954.
Vol. 65. P. 1007—1032.
197. Odin G.S. The Phanerozoic time scale revisited // Episodes. 1982. Vol. 1982, N 3. P. 3—9.
198. O’Nions R.K., Hamilton P.J., Hocker P.S. A Nd isotope investigation of sediments related
to crustal development in British Island // Earth and Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 63.
P. 229—240.
199. O’Nions R.K., Pankhurst R.J. Early Archaean rocks and geochemical evolution of the
earth’s crust // Ibid. 1978. Vol. 38. P. 211—236.
lOO .Pakiser L.C.. Robinson R. Composition of the continental crust as estimated from
seismic observations // The earth beneath the continents. Amer. Geophys. Union
Monogr. 1967. N 10. P. 620—626.
201 . Palmer AR. The decade of North American geology. 1983 geologic time scale //
Geology. 1983. Vol. 11. P. 503—504.
202 . Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace
element analyses // Earth and Planet. Sci. Lett. 1973. Vol. 19. P. 290—300.
203 . Poldervaart A. Chemistry of the earth’s crust // The earth’s crust. Geol. Soc. Amer.
Spec. Pap. 1955. N 62. P. 119—144. — To же на рус. яз. // Земная кора. М.: Изд-во
иностр, лит., 1957. С. 130—157.
204 . Pytkowicz R.M. Excess crustal calcium problem // Geochem. J. 1979. Vol. 13. P. 15—17.
205 . Pytkowicz R.M. Further thoughts on the excess crustal calcium // Ibid. 1980.
Vol. 14. P. 47—50.
206 . Richardson W.A., Sneesby G. The frequency distribution of igneous rocks // Miner.
Mag. 1922. Vol. 19. P. 303—313.
207 .Ronov A.B., Yaroshevsky A.A. Chemical composition of the earth’s crust // The Earth’s
crust and upper mantle. Amer. Geophys. Union Monogr. 1969. N 13. P. 37—57.
208 . Rubey W.W. Geologic history of sea water — an attempt to state problem // Bull.
Geol. Soc. Amer. 1951. Vol. 65. P. 1111—1148.
209 . Rubey W. W. Development of the hydrosphere and atmosphere, with special reference to
probable composition of the early atmosphere // The earth’s crust. Geol. Soc. Amer.
Spec. Pap. 1955. N 62. P. 631—650. — To же на рус. яз. // Земная кора. М.: Изд-во
иностр, лит., 1957. С. 650—678.
210 . Schuchert Ch. Geochronology or the age of the earth on the basis of sediments and
life // The age of the earth. Nat. Res. Counc. Bull. 1931. N 80. P. 10—64.
211 . Schwab F.L. Secular trends in the composition of sedimentary rock assemblages —
Archean through Phanerozoic time // Geology. 1978. Vol. 6. P. 532—536.
212 . Schwarzer R.R., Rogers J.J. A worldwide comparison of alkali olivine basalts and
differentiation trends // Earth and Planet. Sci. Lett. 1974. Vol. 23. P. 286—296.
213 . Sederholm J.J. The average composition of the earth’s crust in Finland // Bull. Commis.
geol. Finl. 1925. Vol. 12, N 70. 20 p.
214 . Shaw D.M. Trace elements in pelitic rocks. Pt I. Variations during metamorphism.
Pt II. Geochemical variations. Pt III. Major elements and general geochemistry // Bull.
Geol. Soc. Amer. 1954. Vol. 65. P. 1151—1182; 1956. Vol. 67. P. 919—934.
215 . Shaw D.M., Reilly G.A., Muysson J.R. et al. An estimate of the chemical composition of
the Canadian Precambrian shield // Canad. J. Earth Sci. 1967. Vol. 4. P. 829—853.
179
216 Shaw DM Dostal J Kays RR Additional estimates of continental surface Pre-
cambrian shield composition in Canada // Geochim et cosmochim acta 1976 Vol 40
P 73—83
217 Sibley D F Vogel Th A Chemical mass balance of the earth’s crust the calcium dilemma (9)
and the role of pelagic sediments//Science 1976 Vol 192 P 551—553
218 Sibley DF Wilband JT Chemical balance of the earth’s crust // Geochim et cos-
mochim acta 1977 Vol 41 P 545—554
219 Smithson S В Modelling continental crust structural and chemical constraints//Geophys
Res Lett 1978 Vol 5 P 749
220 Southam JR Hey W W Global sedimentary mass balance and sea level changes // The
oceanic lithosphere, the sea N Y Wiley, 1981 Vol 7 P 1617—1684
221 Sparks R S J The role of crustal contamination through geological time // Earth and Planet
Sci Lett 1987 Vol 78 P 211—223
222 Stewart F H Marine evaporites//US Geol Surv Prof Pap 1963 N 440-Y 54 p
223 Taylor S R The origin of some New Zealand metamorphic rocks as shown by their
major and trace element composition // Geochim et cosmochim acta 1955 Vol 8
P 182—197
224 Taylor S R Abundance of chemical elements in the continental crust a new table // Ibid
1964 Vol 28 P 1273—1285
225 Taylor SR The origin and growth of continents // Tectonophysics 1967 Vol 4
P 17—34
226 Taylor S R Geochemistry of andesites // Origin and distribution of the elements L
Pergamon press, 1968 P 559—584 — To же на рус яз // Распространенность
элементов в земной коре М Мир 1972 С 16—39
227 Taylor S R McLennan S М The composition and evolution of the continental crust
rare earth element evidence from sedimentary rocks//Philos Trans Roy Soc London A
1981 Vol 301 P 381—389
228 Taylor S R McLennan S M The continental crust its composition and evolution L
Blackwell, 1985 312 p, Рус пер Тейлор СР, Мак-Леннап CM Континентальная
кора Ее состав и эволюция М Мир, 1988 376 с
229 Tectonic map oif Australia and Guinea, scale 1 5000000 Sydney 1971
230 Veizer J Carbonates and ancient oceans isotopic and chemical record on time scales
of 107—10’ years // The carbon cycle and atmoShenc CO: Natural variations Archean to
present 1985 P 595—601
231 Vogt J L //Ztschr prakt Geol 1898 S 225
232 Vogt JL Average composition of the earth’s crust // Skr Norske vid-acad Oslo KI I
1931 Bd 7 S 1—48
233 Vogt P R Schneider E D Johnson G L The crust and uppermantle beneath the sea //
The Earth’s crust and upper mantle Amer Geophys Union Monogr 1969 N 13 P 556—617
234 Weaver В L Tarney J Major and trace element composition of the continental lithosphere//
Phys and Chem Earth 1984 Vol 15 P 000
235 Wedepohl К H Composition and abundance of common sedimentary rocks // Handbook
of geochemistry В Springer, 1969 Vol 1 P 250—271
236 Wedepohl К H Contribution of chemical data to assumption about the origin of magmas
from the mantle // Fortschr Miner 1975 Bd 52 S 141 —172
237 Wedepohl К H Tholeitic basalts from spreading ocean ridges The growth of the oceanic
crust//Naturwissenschaften 1981 68 Jg S 110—120
238 White W A Chemical and spectrochemical analyses of Illinois clay materials // Ill
State Geol Surv Circ 1959 N 282 55 p
239 Wickman FE The ’’total” amount of sediments and the composition of the ’’average”
igneous rock”//Geochim et cosmochim acta 1954 Vol 5 P 97—110
240 Wolery J J Sleep NH Hydroithermal circulation and geochemical flux at mid-ocean
ridges // J Geol 1976 Vol 84 P 249—275
241 Zwart H J Metamorphic history of the Central Pyrenees // Leidse geol meded 1959
Vol 22 P 351—490
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение .................................................................. 3
Глава 1. Геологическое строение и формирование земной коры................. 5
Глава 2. Химический состав земной коры — пути и методы оценки ............. 9
Два подхода к оценке распространенности химических элементов в земной коре .. 9
Использованные методы оценки геохимических параметров и общая характеристика
объемов и масс земной коры и ее оболочек ................................. 12
Глава 3. Химическое строение земной коры ................................. 20
Осадочная оболочка Земли ................................................. 20
Строение осадочной оболочки ........................................... 20
Закономерности химического состава осадочных пород оболочки ........... 43
Глобальные закономерности распределения вулканических пород в осадочной
оболочке ............................................................ 69
Закономерности химического состава вулканических пород осадочной оболочки 82
Гранитно-метаморфическая оболочка ........................................ 98
Гранулит-базальтовая оболочка континентов ................................. 109
Базальтовая оболочка океанов ............................................ 114
Земная кора в целом ....................................................... 116
Глава 4. Проблемы геохимического баланса вещества земной коры ........... 125
Распределение и массы летучих и некоторых других элементов в осадочной оболочке 125
Геохимический баланс процесса осадконакопления .......................... 129
Геохимический баланс вещества континентальной коры ...................... 135
Глава 5. Проблемы геохимической эволюции осадочной оболочки и земной коры 140
О перераспределении химических элементов в процессах метаморфизма ...... 141
О геохимической эволюции вещества осадочной оболочки и земной коры........ 145
Заключение ............................................................ 168
Литература .............................................................. 172
181
CONTENT
Introduction ........................................................................... 3
Chapter 1. Geological structure and formation of the Earth’s crust ..................... 5
C h a p t e r 2. Chemical composition of the Earth’s crust — the ways and methods of estimation 9
Two approaches to estimation of the element abundances in the Earth’s crust ............ 9
Used methods of the geochemical parameter estimations and general characteristic of the
volumes and masses of the Earth’s crust and its layers ............................. 12
Chapter 3. Chemical constitution of the Earth’s crust ............................. 20
Sedimentary shell of the Earth ........................................................ 20
Structure of the sedimentary shell ................................................. 20
Chemical composition of sedimentary rocks .......................................... 43
Global distribution of volcanic rocks through sedimentary shell .................... 69
Chemical composition of volcanic rocks of the sedimentary shell .................... 82
Granite-metamorphic layer of the continents............................................ 98
Granulite-basic layer of the continents .............................................. 109
Basaltic layer of the oceans.......................................................... 114
The Earth’s crust as a whole.......................................................... 116
Chapter 4. Problems of the geochemical balance of the Earth’s crust material...... 125
Distribution and masses of the volatile and some other chemical elements in the sedimentary
shell................................................................................. 125
Geochemical balance in the processes of the sedimentary rock formation ............... 129
Geochemical balance of the continental crust matter................................... 135
Chapter 5. Problems of the geochemical evolution of the sedimentary shell and of the
Earth’s crust......................................................................... 140
To the chemical element redistribution in metamorphic processes....................... 141
To the geochemical evolution of the sedimentary shell and of the Earth’s crust ....... *45
Summary .............................................................................. 168
Bibliography.......................................................................... 172
182
Научное издание
Ронов Александр Борисович
Ярошевский Алексей Андреевич
Мигдисов Арег Арташекович
Химическое строение
земной коры
и геохимический баланс
главных элементов
Утверждено к печати ордена Ленина
и ордена Трудового Красного Знамени
институтом геохимии и аналитической химии
им. В.И. Вернадского
Художник Л.Л Кобрин
Художественный редактор И.В. Монастырская
Технический редактор Л.В. Русская
Корректор Л.А. Агеева
Набор выполнен в издательстве
на электронной фотонаборной системе
ИБ №46 952
Подписано к печати 2 3.10.90
Формат 60 X 90 1/16. Бумага офсетная № 1
Гарнитура Таймс. Печать офсетная
Усл.печ.л. 1 1,5. Усл.кр.-отт. 1 1,8. Уч.-изд.л. 13,7
Тираж 900 экэ. Тип. зак. 793. Цена 2 р. 70 к.
Ордена Трудового Красного Знамени
издательство ’’Наука”
117864 ГСП-7, Москва B-48S,
Профсоюзная ул., д. 90
Ордена Трудового Красного Знамени
1-я типография издательства ’’Наука”
199034, Ленинград В-34, 9-я линия, 12