dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod

м

;!

0.5126

жании К2О, Na20 и Тi02 в пиролите. Цифры в

скобках (см. табл. 1.2, колонка 7) дЛЯ ~O, NazO

и Тi02 получены суммированием (а не вычита­ нием) к содержаниям в нижней мантии 2 % со­ держаний этих компонентов в коре, но и эти циф­ ры, хотя и ближе к предполагаемому пиролиту,

все же заметно ниже.

историю Земли не превышал 3-5 % [Salters, 1996;

O'NiollS, Tolstikhin, 1996]. По совокупности дан­ ных [Allegre et al., 1995; Маракушев, Безмен, 1983; O'NiollS, Tolstikhin, 1996], этот обмен мо­

жет составлять около 10 % объема верхней ман­ тии. Это означает, что общемантийная конвекция могла осуществляться только на ранней стадии

развития Земли в процессе выделения ядра и сра­

зу после него, а затем в ходе выделения основно­

го объема земной коры преобладала двухслойная

конвекция (независимая в верхней и нижней ман­ тии [Добрецов, Кирдяшкин, 1995; Зоненшайн,

Кузьмин, 1993а,б; Кирдяшкин, 1989], незначи­ тельный (до 10 %) привнос В верхнюю мантию

из нижней мантии или ядра осуществлялся пре­ имущественно нижнемантийными плюмами,

привносившими, прежде всего, Н, К, Na, Ti, Р. Таким образом, наибольшая неопределен­

ность в составе Земли и мантии касается содер­

жания калия, натрия и титана, а также, вероятно,

водорода. Содержание воды оценено для коры и

пиролита и предположительно для мантии (см.

табл. 1.2). Неопределенность состава ядра связа­ на с тем, что водород, а также калий и натрий

могут быть растворены в металлическом ядре и

служат главной альтернативой легким элементам

(кремний и кислород) [Маракушев, 1992; Oho,

1992; Breuer, Spohn, 1993].

Следует подчеркнуть, что состав Земли и геосфер оценен из метеоритной гипотезы прак­ тически независимо от геофизических данных. Даже соотношение составов мантии и ядра мо­ жет быть определено из метеоритных данных и

средней плотности (5.517 г/см3) и массы Земли (6.057·10~4 кг). В то же время приведенные дан­

ные о составе (см. табл. 1.2) согласуются с гео­ физическими данными (см. рис. 1.4, табл. 1.3 и др.). В ряде случаев это сопоставление позволя­ ет получить необходимые поправки для оценки динамики выделения геосфер. Например, для

Земли в целом отношение (Fe/A1)BE = 18.8 полу­

чено из корреляционных диаграмм в метеоритах

(см. рис. 1.5). С использованием отношения мас­ сы ядра и мантии, следующего из геофизических

данных, получим [Allegre et al., 1995]

где тм и тс - массы мантии и ядра, FeM и Fec -

концентрации Fe в мантии и ядре соответствен­

но. Это расхождение с метеоритными данными

может быть связано с ошибкой определения со­

держания Fe в мантии. Если принять содержа­

ние FeO = 8.3 мас.% (Fe = 6.5 мас.%), как в пи­ ролите, мы получим (Fe/Al)BE = 19.0, равное "ме­ теоритному". Аналогичные небольшие расхож­ дения получаются для если считать по ме­ теоритным отношениям или балансу масс. На

ранней стадии развития Земли, при других тм и тс, при сохранении постоянства состава Земли будут закономерно изменяться концентрации всех

элементов в коре и мантии.

Зная современный состав оболочек и веро­ ятный минеральный состав (из эксперименталь­ ных данных), можно рассчитать вероятную плот­

ность, скорости прохождения сейсмических волн

и другие свойства каждой из геосфер. Однако многие свойства и особенно градиенты измене­ ния этих свойств на границах геосфер и внутри

них могут быть определены только прямыми гео­

физическими измерениями.

Природа резких и плавных изменений фи­ зических параметров на границах геосфер, а так­ же вариации самих границ по глубине - важней­

шие показатели геодинамических процессов.

Параметрами, реально измеренными во всех обо­

лочках Земли, являются скорости распростране­

ких волн, зависящие от плотности р, модуля все-

Распределение этих параметров по глуби­

не, по данным экспериментальных и расчетных

сейсмических моделей [Dziewonski, Allderson, 1981; Жарков, 1983; Montagner, Anderson, 1989],

а также параметры, рассчитанные, исходя из

ожидаемых фазовых соотношений в верхней мантии для состава "солнечного хондрита" [Кус­ ков и др., 1995], приведены в табл. 1.3. Рассчи­

танные величины хорошо согласуются с экспе­

риментальными. Аналогичный расчет для пиро­ литового состава верхней и нижней мантии по­

казал хорошее соответствие полученных и на­

вают заметное отличие состава нижней мантии от

верхней и более "холодную" адиабату (на 250 К

ниже, чем рассчитанную в верхней мантии). Понижение скорости Vp и Vs в астеносфере

при постоянном составе объясняется понижени­

не проходят, является жидким расплавом Fe с

примесью Ni, Si, О, S, Cr, Mn, Со (см. табл. 1.2).

Внутреннее ядро предполагается твердым. Ис­ следования расщепления сейсмических волн, проходящих через ядро [Tromp, 1995], показа­

*По рис. 4.47 и 5.18.

**Раздел 5.5.

CJ

F

;:

(\)

(")

""

~

(\)

;t:

§

о

(")

~

о

(\)

;t:

;:

;:

;:

с..

;:

;t:

;:~

~

1....:>

;:~

Наличие минимума этих величин внутри коры, в частности под Байкалом [Logachev, 1993], связа­ но, скорее всего, с фазовыми переходами и(или) наличием зоны, насыщенной поровым флюидом на фронте регионального метаморфизма при Т = ОС. Астеносферный минимум опре­

деленно связан с наличием порового расплава, а

высокие градиенты ПS и Scв слое С связаны, ско­ рее всего, с многочисленными фазовыми пере­

ходами.

В частности, в средней и нижней частях ли­

тосферы Тянь-Шаня наблюдаются области с вы­

сокой электропроводимостью, представляющие

собой слои, линзы и "колонны" [Бакиров и др., 1996]. Эти проводящие тела соответствуют вол­ новодам (зонам пониженных сейсмических ско­

ростей и, соответственно, пониженных значений

Ц), находящимся на глубинах 20-35 и 35-50 км.

Наиболее вероятно, что эти волноводы обуслов­

лены частичным плавлением пород при темпера­

туре Т> 650 Ос. В целом геофизические данные по глубинному строению земной коры Тянь-Шаня

свидетельствуют о высокотемпературном мета­

морфизме и частичном плавлении пород [Там же]. Любой тип проводимости зависит от тем­ пературы, давления и фазового состояния следу­

ющим образом:

(1.3)

где kБ- постоянная Больцмана, Е - энерrия акти­

(рис. 1.8, 6) проводимость увеличивается с рос­

том температуры на три порядка, с ростом дав­

ления (при Т= 400 ОС) - на два порядка, еще на

два порядка - в результате фазового перехода оливина в шпинель (при Т= 650 ОС иР = 44 кбар). Сейсмическая добротность ПS позволяет также выделять холодные и хрупкие литосферные пли­ ты в зонах субдукции.

Важнейшими свойствами оболочек Земли, необходимыми для теплофизических расчетов и

геодинамического моделирования, являются плот­

ность, вязкость и теплопроводность. Распределе­

ние плотности в оболочках Земли установлено достаточно надежно (см. табл. 1.3) с использова­ нием сейсмических данных (рис. 1.7, а), сейсмо­

логических экспериментов для разных пород при

различных давлениях (см. рис. 1.7,6), аналогий с

метеоритами и расчетных моделей [Bott, 1971 ;

Жарков, 1983; Cazenave et аl., 1988; Кусков и др.,

1995]. Остаточные аномалии силы тяжести (т. е.

аномалии, полученные после вычитания влияния

поверхности и неоднородности коры) соответству-

Глава 1

Схема геодинамических процессов в оболочках Земли

(по: [Wyllie et al., 1993], с авторскими изменениями)

магматизма

Таблица 1.4

Короткопериодные

проявления

Изменения погоды

и климата

Извержения вулканов, фумароллы

Сезонные колеба-

ния осадков в озе-

раХ, реках

Землетрясения, из-

менения ландшаф-

тов (оползни и ·др.)

Образование руд и

энергетических ре-

сурсов

Нутации полюса

ющими (минуты - В малых масштабах, дни, пер­ вые годы - в глобальных масштабах) и к геоди­

намическим процессам, строго говоря, не отно­

сятся. Однако эти процессы связаны со многими

поверхностными и космическими явлениями.

Кроме того, имеют место некоторые аналогии между циркуляционными процессами в атмосфе­ ре и гидросфере и мантийной конвекцией. По­ этому пространственно-временные масштабы

таких циркуляций также указаны на рис. 1.11. Геологическими методами активно изуча­

ются поверхностные процессы: вулканическая .

и болотная дегазация, извержения вулканов, гид­

ротермальная циркуляция в вулканических сис­

темах и осадках, седиментация, биогеохимичес­ кие циклы, включающие участие бактерий и

растений в переносе вещества, прежде всего уг­

лерода, углеВОДОРОДОВ,кислорода. Характерное

время этих процессов (дни, годы, десятки лет)

позволяет изучать их непосредственно и сопо­

ставлять с продуктами таких же процессов в про-

шлые эпохи. На этом основан известный в гео­

логии принцип актуализма.

Важным обстоятельством являются значи­ тельные перепады рельефа, температуры и плот­ ности на поверхности Земли. Высоты рельефа меняются от глубины км в Марианском желобе до +8 .9 км (Эверест), т. е. дн = 20.5 км, а

температура на суше по климатическим зонам и

высоте варьирует от -60 до +40 ОС (!1Т = 100 ОС).

Значителен и скачок плотности от 1 г/смЗ (вода) до 3.5 г/смЗ (плотные горные породы), что вмес­

те с перепадами рельефа и температуры обеспе­ чивает эффективное выветривание и эрозию. Бо­

лее "сглажены" условия на дне морей и океанов, где температура почти постоянна (3-4 ОС), а слой

рыхлого ила (мощностью до нескольких метров) обеспечивает переходную зону по плотности

(1.5-2.5 г/смЗ). Наиболее контрастны условия,

связанные с поверхностными проявлениями эн­

догенных процессов - вулканизма и гидротерм .

В вулкане Кудрявый на Курильских островах тем-