dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

t

время

период короткопериодных пульсаций температуры

Эта глава является вводной и дает основ­

ные сведения о строении и динамике Земли,

включая сравнение с друтими планетами земной группы, основные особенности строения и соста­

ва ее коры и глубинных оболочек, начальные све­

дения о природе геодинамических процессов и

оценки их масштабов, краткую характеристику

тектоники плит и ее связи с конвективными дви­

жениями в верхней мантии. Приводятся также основные физические параметры, которые ис­ пользуются авторами в дальнейших модельных

расчетах.

1.1. Происхождение и основные черты

строения Земли и планет земной группы

ное время, порядка 108 лет, за счет соударений и

скопления планетезималей сформировались две группы планет - внутренняя (см. табл. 1.1), вклю­ чая Землю, и внешняя (Юпитер, Сатурн и др.) с

поясом астероидов между ними [Витязев и др.,

1990] . Долгое время господствовала гипотеза О.Ю. Шмидта о медленной холодной аккреции. К настоящему времени наибольшее признание

получило представление о существенном разо­

греве Земли вплоть до плавления внешней обо­

лочки уже на стадии аккреции, в результате вы­

деления тепла при соударении планетезималей,

особенно большого диаметра [Hayashi et а1., 1979;

Newsom, Sims, 1991; и др.].

Логическим следствием этого представления

стал вывод о ранней дифференциации Земли на

'--'

Глава 1

мулированное предположение о гетерогенной ак­

креции [Соботович, 1984; Кусков, Хитаров, 1992].

Среди планет земной группы (см. табл. 1.1) аномальным телом является Луна. Она возникла практически одновременно с Землей. Древней­ шей породой на Луне является троктолит из пер­ вичной анортозит-норит-троктолитовой коры с

возрастом 4530 ± 70 млн лет [Papanastassiou,

Wasserburg, 1976], что близко к возрасту древней­ ших метеоритов Альенде 4567 ± 40 млн лет и

Андра дос Рейс 4500 ± 40 млн лет [Anders , Grevasse, 1989]. В то же время состав Луны бли­

зок к составу мантии Земли [Тауlот, 1986; Гали­

мов, 1995], а железное ядро радиусом 350-5.00 км составляет менее 5 % ее массы [Nakamura, 1983 ; Nozette et аl., 1994] . Поэтому сделано предполо­ жение, что Луна образовалась не путем одновре­ менной с Землей аккреции, а в результате косого удара о Землю крупного тела размером с Марс при ее аккреции и выброса мантийного вещества

на околоземную орбиту [Hartmann, Davis, 1975;

Галимов, 1995]. При "объединении" Земли с Лу­

ной ее параметры более последовательно укла­

дываются в планетарный ряд (см. табл. 1.1). Еще

один вариант - захват Протолуны Протоземлей с

разрушением Протолуны и воссозданием Луны

из ее обломков, сопровождавшимся потерей Про­

толуной значительной части массы [Сорохтин, Ушаков, 1991]. Этот вариант менее приемлем с геохимической точки зрения [Галимов, 1995].

Венера наиболее близка к Земле по своему составу и параметрам (см. табл. 1.1). Поэтому

многие авторы сопоставляют раннюю историю

Земли с современным состоянием Венеры. Пред­ полагается, что Венера иллюстрирует переход от

плюмтектоники к эмбриональной тектонике плит, характерной для ранней стадии Земли [Sandwell,

Shubert, 1992; Kumazawa, Maruyama, 1994; Хаин,

1994]. На этом примере видно, что сравнитель­ ная планетология - эффективный метод познания

геодинамики Земли.

Земля из планет своей группы имеет наибо­

лее сильное магнитное поле. На Венере магнит­

ного поля нет, на Меркурии наблюдается умерен­ ное дипольное магнитное поле, а на Марсе оно очень слабое. На Земле, как и на Юпитере, со­

временное магнитное поле подавляет ранние маг­

нитные записи, но в метеоритах и других плане­

тах земной группы сохранились следы древних

магнитных полей, соответствующие времени об­ разования хондр и формирования роя планетези­

малей около 4.6 млрД лет назад [Strangway, 1980]. Уже 3.5 млрд лет назад существовало сильное

магнитное поле Земли [McElhinny, Senanayake,

1980]. Важнейшей особенностью магнитного

поля Земли является то учащающаяся, то затуха­

ющая смена полярности, т. е. инверсии магнит­

ного поля с периодически меняющейся частотой.

Инверсии проходят путем кратковременной миг­

рации полюса через Северную и Южную Аме­ рику или Восточную Азию и Австралию

[Runcorn, 1992; Aumou et аl., 1996]. Эти инвер­

сии широко используются при обсуждении взаи­ модействия ядра и мантии Земли.

Наиболее важными особенностями Земли

являются наличие сильного магнитного поля,

кислородно-азотной атмосферы, гидросферы и континентов с корой гранитного состава, бога­ той кремнием, алюминием и калием ("калиевый сиаль") (см. табл. 1.1). Вероятно, эти особеннос­

ти связаны не только с размерами и положением

Земли в Солнечной системе, но и с особенностя­ ми ее эволюции, в ходе которой длительно (и осо­

бенно активно на ранних стадиях) выделялись

гранитоидные (андезит-дацитовые) магмы, бога­

тые водой [Добрецов, 1980; Богатиков и др., 1987]. Наличие гидроатмосферы обусловило воз­

никновение и развитие жизни на Земле, которое

в свою очередь способствовало обогащению ат­ мосферы свободным кислородом и развитию окислительных процессов вблизи поверхности

(см. гл. 7).

Геологическое строение поверхности и по­ верХНОСJ:НЫХ оболочек Земли (прежде всего, зем­ ной коры) исследуется уже более 200 лет. Наи­ более крупными элементами поверхности Земли являются континенты (включая мелководный шельф) и океаны соответственно с континенталь­ ной и океанической корой. Последняя слагает

две трети поверхности Земли.

В структуре континентов выделяются древ­

ние докембрийские кратоны, составляющие око­ ло 70 % их площади (рис. 1.1). Между ними рас­ полагаются орогенические (или складчатые) по­ яса, которые в первом приближении разделены

по возрасту на палеозойские и мезозойско-кай­ нозоЙские. Широкое распространение в них че­

шуй офиолитов, голубых сланцев и островодуж-

ных вулканитов показывает, что эти пояса пред­

ставляют собой смесь пород древних океанов,

островных дуг, микроконтинентов, пород пред­

дуговых и задуговых бассейнов, пассивных ок­

раин, тектонически перемешанных в процесс е

сближения и столкновения (коллизии) кратонов,

островных дуг, симаунтов, микроконтинентов.

Важно подчеркнуть, что кроме современных оке­

анов и островных дуг, существовали древние оке­

аны и островные дуги, на месте которых сфор­

мировались складчатые пояса.

В составе кратонов выделяются слабо де­ формированный чехол и кристаллический фун­ дамент, обнажающийся в приподнятых блоках или щитах. В структуре фундамента отмечаются разновозрастные докембрийские складчатые по­ яса и древнейшие блоки "первичной" коры, так

что историю древних океанов и островных дуг

можно проследить в ранние этапы эволюции Зем­ ли, по крайней мере, до рубежа 1.5 млрд лет (по другим оценкам, до 3-3.5 млрд лет). Здесь важ­ нее отметить, что блоки с возрастом более 3 млрд лет составляют более половины (около

60 %) объема кратонов. Учитывая то, что мощ­

ность коры в кратонах (40-50 км) превышает

среднюю мощность остальной части континен­

тальной коры (30-35 км), и то, что часть осадков и микроконтинентов (около 30 %) в кратонах и складчатых областях образовалась из того же ве­ щества древнейших блоков, можно заключить,

что большая часть вещества континентальной коры образовалась в течение первых 1.5 млрД лет,

так как простейший расчет показывает, что объем кратонов равен 73.5 % объема коры, а объем древ­ нейших пород - 52 % объема коры.

По другим оценкам, 80 % или даже весь объем континентальной коры сформировался в раннем докембрии в первые 1.5 млрД лет и затем

перераспределился на поверхности Земли [Уайз,

1978; Добрецов, 1980]. Существуют и альтерна­ тивные оценки об относительно равномерном

выделении кислой островной (=континенталь­

ной) коры в течение всего геологического време­ ни. Причины разных оценок связаны с фрагмен­

тарностью выходов древнейших пород.

Структуру ложа океанов начали изучать только в последние 30-40 лет. Оказалось, что кора океанов тонкая (7-15 км) и молодая (моло­

же 200 млн лет). Ее объем составляет V = 33 %

OK

вале 4.5-8.3 %. При постоянном содержании серы, равном 2.3 %, и низком содержании крем­ ния, равном 4.5 %, содержание кислорода в ядре может достигать 7.5 %.

Состав Земли в целом (см. табл. 1.2) бли­

зок к другим оценкам, в частности, лежит между

углистыми хондритами С1 и СМ, ближе к послед-

близок к составу примитивной мантии, пересчи­

танному на оксиды и принятому В качестве со­

става нижней мантии (см. табл. 1.2, колонка 6). Главное отличие заключается в более низкой же­

лезистости нижней мантии по сравнению с "сол­

нечным хондритом" (ниже РеО, выше MgO, см. табл. 1.2, колонка 6) и низком содержании