твердой Земли. Основная часть массы нашей планеты (около 68%) приходится на ее относительно легкую, но мощную мантию, из которой примерно 50% – на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей

Перейдем к более подробному описанию трех основных оболочек твердой Земли – ее коры, мантии и ядра.

1.2.3. Земная кора

Хотя земная кора – единственная оболочка твердой Земли, частично доступная для непосредственных наблюдений, бoльшая часть представлений о коре в целом базируется на данных об изменениях скоростей упругих волн с глубиной, соотнесенных с лабораторными определениями тех же скоростей в различных породах при давлениях и температурах, характерных для условий коры.

Существует два основных типа коры – континентальная и океанская, принципиально отличающиеся по структуре, составу, возрасту и генезису.

Континентальная кора имеет среднюю мощность около 35 км. Средняя высота континентальных областей, занимающих около 30% земной поверхности, составляет + 870 м над уровнем моря, при самой высокой точке + 8848 м (гора Эверест). Континентальная кора представлена породами, образовавшимися на протяжении интервала, охватывающего большую часть геологи

38

ческой истории Земли – древнейшие на сегодняшний день радиологические датировки пород и минералов континентальной коры составляют 3,8 млрд лет (Гренландия) и 4,1 млрд лет (Австралия).

Структуры верхних горизонтов континентальной коры делятся на следующие главные типы: 1) денудированные материковые щиты, сложенные изверженными и высокометаморфизованными докембрийскими породами; 2) материковые платформы, на которых развит слабоскладчатый чехол сравнительно молодых осадочных пород, лежащих на докембрийском фундаменте; 3) молодые складчатые пояса (горы), в разрезе которых всегда присутствуют как сравнительно более древние сильнодислоцированные породы, так и молодые интрузивные и эффузивные породы.

Под материковыми платформами континентальная кора

Рис. 1.2.3.1. Колонки континентальной (а) и океанской (б) коры.

породами, часто с подчиненными включениями вулканических и слабометаморфизованных пород, с диапазоном изменения скоростей Р-волн от 2 до 5 км/с. Этот слой условно называется осадочным, его средняя мощность около 2,5 км.

39

Под ним залегает собственно верхняя кора (в устаревшей терминологии – “гранитный слой”), характеризующаяся узким диапазоном изменения скоростей Р-волн от 5,9 до 6,5 км/с. Составы интрузивных пород, которыми представлена верхняя кора, на самом деле значительно различаются и колеблются от средних диоритов (55 – 60% SiO2) до гораздо реже встречающихся собственно гранитов (более 70% SiO2), поэтому и средний состав верхней коры ближе к составу гранодиоритов. Подошвой верхней континентальной коры служит граница Конрада, а средняя мощность верхней коры составляет около 18,5 км.

В нижней коре (в устаревшей терминологии – “базальтовом слое”) скорости Р-волн изменяются в интервале от 6,5 до 7,6 км/с. Состав нижней континентальной коры известен хуже, чем верхней, поскольку на поверхности Земли слагающие ее породы нигде не обнажаются. В настоящее время наиболее популярна модель, согласно которой нижняя кора большей части континентов сложена гранулитами среднего-основного состава (45 – 60% SiO2). Средняя мощность гранулитовой нижней коры 14 км. Однако для объяснения природы нижней коры, например, современных складчатых поясов предлагаются другие, более сложные модели. Здесь состав нижней коры предполагается более основным (анортозитовым) за счет того, что при горообразовании нижняя кора нагревается и из нее выплавляются кислые магмы, мигрирующие в верхнюю кору. Анортозитовая модель нижней коры складчатых поясов обеспечивает тот же диапазон изменения в ней скоростей Р-волн, что гранулитовая модель, но предполагает резкое увеличение мощности нижнекорового слоя. Следствием этого является и увеличение суммарной мощности континентальной коры под современными складчатыми поясами (до 80 км).

Океанская кора имеет среднюю мощность 6 – 7 км, причем на всем пространстве, где экспонирована океанская кора (а это около 70% земной поверхности), за исключением срединноокеанских хребтов, подводных гор и плато, ее мощность остается примерно постоянной. Средняя глубина океанских котловин – около 4,5 км (при максимальной глубине 11 022 м в Марианской впадине). Возраст древнейших пород океанского дна – чуть больше 160 млн лет (средняя юра). Это означает, что вся современная океанская кора образовалась в интервале времени, составляющем всего 3 – 4% от геологического возраста Земли.

40

В океанах выделяются три основные геоморфологические провинции: срединно-океанские хребты со средней глубиной гребней около 3 км; океанские абиссали со средней глубиной

6,5 км и континентальные окраины, которые могут быть пассив-

ными или активными (в первом случае окраине соответствует

континентальный склон, во втором – глубоководный желоб).

Наиболее полный разрез океанская кора имеет под абиссалями и состоит из трех слоев, для которых принято цифробуквенное обозначение (рис. 1.2.3.1, б).

Слой 1 представлен слаболитифицированными терригенными осадками, его средняя мощность 0,4 км. Столь незначительная мощность осадочного слоя океанской коры объясняется, с одной стороны, удаленностью большей части океанского пространства от источников сноса терригенного материала (окраин континентов), а с другой, – тем, что большая часть океанского дна расположена глубже уровня карбонатной компенсации, начиная с которого в океанской воде практически отсутствует свободный кислород, и карбонаты в ней растворяются. Соответственно на мощность терригенных осадков слоя 1 в открытом океане существенно влияют преобладающие направления ветров (эоловый разнос частиц осадков) и течений (переотложение осадков на океанском дне).

В среднем по всем океанам мощность слоя 1 закономерно возрастает в стороны от срединно-океанских хребтов, где кора имеет самый молодой (в рифтовых зонах хребтов – “нулевой”) возраст, и осадки попросту отсутствуют, поскольку не успевают накопиться. Напротив, вблизи континентальных окраин, где океанская кора наиболее зрелая, а источник сноса расположен близко, мощность осадочного слоя резко увеличивается, иногда до 12 – 15 км, а в разрезе осадочного слоя могут появляться подчиненные карбонатные прослои, поскольку континентальный склон частично расположен выше уровня карбонатной компенсации.

Скорость распространения Р-волн в слаболитифицированных осадках слоя 1 океанской коры варьирует в диапазоне

1,6 – 2,5 км/с.

Слой 2 имеет среднюю мощность 1,4 км, изменяющуюся в пределах от 1,0 до 2,5 км. Скорость распространения Р-волн в нем варьирует в пределах 3,4 – 6,2 км/с. Слой 2 в целом представлен оливиновыми базальтами (толеитами) с низким содержанием

41

калия, причем средний состав слоя 2 остается практически постоянным для коры всего Мирового океана.

Вместе с тем современные модели океанской коры предлагают разделение слоя 2 на три подслоя, соотношение (и даже присутствие) которых в разрезе океанской коры зависит от степени ее зрелости (возраста). Верхний подслой 2А присутствует только в современной коре рифтовых зон срединно-океанских хребтов, охваченной интенсивной гидротермальной циркуляцией. Мощность подслоя 2А изменяется от 0 до 1 км. Характерная форма пород подслоя 2А, образующихся в процессе мгновенного застывания базальтовой лавы при контакте с холодной океанской корой, закрепила за ними название подушечных лав, или пиллоу-лав (базальтов). При изначально магматическом происхождении пористость и водонасыщенность пиллоу-лав подслоя 2А вызывает понижение в нем скоростей Р-волн в среднем до 3,6 км/с (для самых верхних горизонтов только что образовавшихся толеитовых базальтов подслоя 2А зарегистрированы даже аномально низкие скорости до 2,1 км/с, позволяющие оценить пористость базальтов в 30 – 50%). Однако пористость и водонасыщенность базальтов быстро и резко снижаются почти сразу после их формирования, в связи с чем они преобразуются в подслой 2В с замещением пор вторичными минералами – кальцитом, кварцем и др. Скорости Р-волн в подслое 2В возрастают до 4,8 – 5,5 км/с. Средняя мощность нижнего подслоя 2С составляет 1 км, он характеризуется скоростями Р-волн 5,8 – 6,2 км/с и представлен интрузивными аналогами базальтов – пластинчатыми долеритовыми дайками.

Слой 3 имеет среднюю мощность около 5 км и в современных моделях океанской коры подразделяется на две части: верхний подслой 3А со скоростями Р-волн 6,5 – 6,8 км/с и нижний более высокоскоростной подслой 3В (7,0 – 7,7 км/с). Подслой 3А пред-ставлен изотропным габбро, кристаллизующимся на стенках магматической камеры, а подслой 3В – серпентинизированными перидотитами, образующимися за счет гидратации верхней мантии в условиях интенсивной гидротермальной циркуляции. Таким образом, подслой 3В в отличие от всей остальной океанской коры первично мантийного происхождения.

В самые последние годы океанским глубоководным бу-

42

рением установлено, что сейсмическая граница между слоями 2 и 3 может смещаться вверх по разрезу океанской коры и располагаться в пределах долеритов слоя 2С, отражая их уплотнение, связанное с уменьшением пористости. Если эта особенность универсальна (пока она зафиксирована только в одной из немногих скважин глубоководного бурения, проникших в глубокие горизонты океанской коры), то это означает, что между слоями 2 и 3 океанской коры существует постепенный петрологический переход.

Наши знания об океанской коре были бы неполными и, во всяком случае, гораздо менее детальными, если бы базировались только на данных драгирования (отбора образцов с поверхности) и глубоководного бурения собственно в Мировом океане. К счастью, на Земле есть объекты, гораздо более доступные для наблюдения, чем океанское дно, и вместе с тем позволяющие судить о строении и составе океанской коры. Это офиолиты – останцы океанской коры, сохранившиеся в современных и древних складчатых поясах, возникших на месте закрывшихся океанов. Об образовании офиолитов подробнее пойдет речь в разделе 4.1. Пока же отметим лишь, что в офиолитовых комплексах последовательно обнажаются все слои бывшей океанской коры и даже, что особенно важно, самых верхних слоев мантии, которая под океанами, конечно, совершенно недоступна для непосредственного наблюдения. Типичный разрез офиолитов и его аналогии со слоями современной океанской коры приведены в табл. 1.2.3.1. Сходство офиолитов с океанской корой и литосферой подчеркивается практически полной идентичностью химического состава по содержанию основных окислов с некоторыми отличиями в концентрациях редких элементов.

Данные о химическом составе двух основных типов коры, континентального и океанского, приведены в табл. 1.2.3.2. Прежде чем их анализировать, отметим, что сама возможность объективной оценки среднего состава коры появилась у геологов лишь сравнительно недавно (с конца 1960-х годов). До этого попытки определить состав коры были основаны на средневзвешенных значениях по всем разновидностям пород, найденным на поверхности Земли. Однако такой подход непригоден по двум причинам. Во-первых, что касается глубокозалегающих пород континентальной коры, то они были недостаточно изучены,

43

поскольку плохо представлены на поверхности, а во-вторых, о породах океанской коры, особенно ее глубинных частей, в то время имелись лишь самые туманные представления, а природа офиолитов попросту была неясна.

Данные, приведенные в табл. 1.2.3.2, выражены через основные окислы, а если показать содержание химических элементов по отдельности, то самыми распространенными в коре окажутся кислород (43,13%), кремний (26%) и алюминий (7,45%). Взятые вместе 10 наиболее распространенных окислов, приведенных в табл. 1.2.3.2, составляют более 99% земной коры по весу.

Таблица 1.2.3.1. Сопоставление типичного разреза офиолитового

комплекса со слоями современной океанской литосферы

Таблица 1.2.3.2. Химический состав

континентальной и океанской коры

Видно, что континентальная кора резко отличается от океанской повышенным содержанием кремния и калия и пониженным – двухвалентного железа, магния и кальция. Кроме того, в верхней части континентальной коры (зоне изотопного

44

обогащения) отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия. Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 · 10–4 %, а в осадочных породах – 3,2 · 10–4 %. Содержания радиоактивных элементов в различных породах континентальной коры могут сильно варьировать, но отношения U/Th ≈ 5, K/U ≈ 104 и K/Th ≈ ≈ 3 · 103 сохраняются приблизительно одинаковыми. В океанской коре радиоактивных элементов, напротив, ничтожно мало: в сред-

нем около 1,42 · 10–6 % 40K, 1,66 · 10–7 % 238U и 235U и 3,4 × × 10–6 % 232Th.

Продолжим анализ других принципиальных отличий континентальной и океанской коры, помимо химических.

Мощность континентальной коры, при среднем значении 35 км, изменяется в широких пределах – от 20 до 80 км. Океанская кора, во-первых, гораздо тоньше (6 – 7 км) и, во-вторых, реальные значения ее мощности на всем пространстве Мирового океана остаются примерно постоянными и мало отличаются от среднего значения.

Расслоенность континентальной коры выражена гораздо менее четко, чем у океанской. Граница Конрада, разделяющая верхнюю и нижнюю континентальную кору, не выражена глобально, во многих регионах она отсутствует. Напротив, три слоя океанской коры на всем пространстве Мирового океана выделяются достаточно четко, и, хотя мощность и природа каждого из них зависят от возраста океанской коры и могут

древняя континентальная кора представлена на материковых щитах, окруженных более молодыми складчатыми комплексами. Возраст же коры современных океанов нигде не превышает среднеюрского (160 – 170 млн лет) и закономерно увеличивается в стороны от осей срединно-океанских хребтов, где океанская кора рожда-ется и соответственно имеет “нулевой” возраст. Около 50% коры современных океанов сформировалось за последние 65 млн лет (в кайнозое), а примерно 70% всей коры современной Земли (площадь глубоководной части Мирового океана) образовалось за период, составляющий всего 3,5% от геологического возраста нашей планеты.

45