Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
1 курс / 2 семестр / Геология / Введение в геологию.doc
Скачиваний:
77
Добавлен:
07.07.2018
Размер:
35.71 Mб
Скачать

Глава 2 современные представления о литосфере и геодинамических процессах

2.1. Геосферы (земная кора, мантия, ядро)

Земля входит в состав системы, где центром является Солнце, в котором заключено 99,87% массы всей системы. Характерной особенностью всех планет Солнечной системы является их оболочечное строение: каждая планета состоит их ряда концентрических сфер, различающихся составом и состоянием вещества.

Земля окружена мощной газовой оболочкой – атмосферой. Она является своеобразным регулятором обменных процессов между Землей и Космосом. В составе газовой оболочки выделяется несколько сфер, отличающихся составом и физическими свойствами. Основная масса газового вещества заключена в тропосфере, верхняя граница которой, расположенная на высоте около 17 км на экваторе, снижается к полюсам до 8 – 10 км. Выше, на протяжении стратосферы и мезосферы, нарастает разреженность газов, сложно меняются термические условия. На высоте от 80 до 800 км располагается ионосфера – область сильно разреженного газа, среди частиц которого преобладают электрически заряженные. Самую наружную часть газовой оболочки образует экзосфера, простирающаяся до высоты 1800 км. Из этой сферы происходит диссипация наиболее легких атомов – водорода и гелия

Рис. 2.1 Расположение геосфер

Ещё более сложно стратифицирована сама планета. Состав и строение глубинных оболочек Земли в настоящее время продолжают оставаться одной из наиболее интригующих проблем современной геологии. Число прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограниченно. В этом плане особое место занимает минеральный агрегат из кимберлитовой трубки Лесото (Южная Африка), который рассматривается как представитель мантийных пород, залегающих на глубине ~250 км. Керн, поднятый из самой глубокой в мире скважины, пробуренной на Кольском полуострове и достигшей отметки 12 262 м, существенно расширил научные представления о глубинных горизонтах земной коры – тонкой приповерхностной пленке земного шара. Вместе с тем новейшие геофизические и экспериментальные данные, связанных с исследованием структурных превращений минералов, уже сейчас позволяют смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли. Эти знания способствуют решению таких ключевых проблем современного естествознания, как формирование и эволюция планеты, динамика земной коры и мантии, источники минеральных ресурсов, оценка риска захоронения опасных отходов на больших глубинах, энергетические ресурсы Земли и др.

В настоящее время преобладающим большинством геологов, геохимиков, геофизиков и планетологов принимается, что Земля имеет условно сферическое строение с нечёткими границами раздела (или перехода), а сферы – условно мозаично-блоковое.

Сейсмическая модель строения Земли

Наибольшую роль в реконструкции глубинного строения Земли сыграли сейсмические методы, внедрение которых началось в конце XIX в. Наблюдения над скоростью распространения, преломлением и отражением сейсмических волн позволяет выявлять участки, сложенные веществом с разными свойствами, т.е. установить агрегатное состояние вещества (твердое или жидкое). Кроме того, можно надежно установить поверхности раздела, на которых наблюдаются резкие изменения физических свойств вещества.

Сейсмический метод основан на использовании упругих свойств горных пород. Под воздействием естественных землетрясений или мощных взрывов и сотрясений почвы частицы земного вещества испытывают упругие колебания. Они последовательно передаются от частицы к частице. В результате возникают упругие, или сейсмические, волны, которые распространяются в разные стороны из очага естественного землетрясения или искусственного пункта взрыва. Ученые сравнивают сейсмические волны с рентгеновскими лучами, просвечивающими Землю и позволяющими выявить ее внутреннее строение.

Сейсмические волны делятся на объемные и поверхностные. Объемные волны получили свое название потому, что пронизывают весь объем Земли; поверхностные волны распространяются вдоль земной поверхности.

Различают два типа объемных волн: продольные(Р) ипоперечные(S). В продольных волнах упругие колебания частиц вещества происходят в направлении простирания волны. Волны различного типа распространяются в недрах Земли с разной скоростью. Скорость продольных волн в 1,7 раза больше скорости поперечных волн. Вследствие этого продольные волны всегда приходят к поверхности Земли первыми. Соответственно они регистрируются сейсмографами раньше. Поэтому их называют первичными, или волнамиP (от лат «прима» - первая). Поперечные волны именуются вторичными, или волнамиS (лат. «секунда» - вторая).

В поперечных волнах частицы вещества смещаются перпендикулярно направлению распространения волны. Продольные волны возникают в твердой, жидкой и газообразной средах как следствие их реакции на внезапное изменение объема. Поперечные колебания частиц возникают в результате изменения формы среды: жидкости и газы изменению формы не сопротивляются. Поэтому поперечные волны могут распространяться только в твердом веществе.

Если бы Земля состояла до самого ядра из однородного вещества, то скорость распространения упругих колебаний с глубиной не изменялась бы и была всюду одинаковой. В действительности сейсмические волны распространяясь от очага землетрясения вглубь Земли, встречают на различной глубине границы раздела неоднородных по плотности и составу сред. Частично отражаясь от них, как от экрана, одни волны возвращаются на поверхность Земли (рис. 2.2). Они называются отраженными волнами. Другие сейсмические волны преломляются на поверхности раздела сред с различной плотностью и проходят далее вглубь Земли. Эти преломленные волны могут, в свою очередь, отразиться затем от более глубокой границы.

Рис. 2.2 Пути основных сейсмических волн в теле Земли

Возвратившиеся к земной поверхности отраженные и преломленные волны могут улавливаться специальными приборами – сейсмографами и записываться ими в виде графиков-сейсмограмм (от греч. «сейсмос» - трясение, «грамма» - запись). Обработка сейсмограмм позволяет определить глубину залегания в недрах Земли границ, от которых отражаются и преломляются сейсмические волны. Один из первых сейсмографов изобретен в начале ХХ в. русским академиком Б.Б. Голицыным. График, показывающий изменение с глубиной скорости распространения сейсмических волн, называется сейсмической моделью (рис. 3).

Рис. 2.3 Сейсмическая модель Земли

Неравномерная скорость прохождения сейсмических волн по разрезу Земли привела ученых к мысли о неоднородном, слоистом строении земного шара. Б. Гуттенберг и К. Буллен, основываясь на данных о распространении сейсмических волн, разделяют земные недра на ряд слоев, обозначаемых заглавными буквами латинского алфавита: A,B,C,D,E,F,G (рис. 2.4).

Рис. 2.4 Внутреннее строение оболочек Земли (по Н.В. Короновскому)

Слой А(0 – 35 км) – этоземная кора. Скорость прохождения сейсмических волн в ней достигает 6,5 – 7,2 км/с.

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли. Она покрывает нашу планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 км в некоторых участках срединно-океанических хребтов и океанических разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями Анд, Гималаев, Тибета. Состав и строение коры очень различны под континентами и океанами, что дало основание для выделения двух ее главных типов – континентальная и океанская; и переходных – субконтинентальная и субокеанская. Обозначенные типы земной коры более подробно будут рассмотрены параграфе 2.2.

Если принять среднюю мощность (толщину) земной коры равной 33 км, а среднюю плотность вещества в ней – 2.8 г/см3 ,то масса коры окажется равной 4,7 ∙107трлн т, что составит около 0,8% всей массы Земли.

До недавнего времени этот слой называли сиалью (от начальных букв слов silicium – кремний и aluminium – алюминий). Это отличало ее от нижележащих слоев, которые были известны под названием сима (silicium + magnium).

В действительности земная кора состоит из легкоплавких силикатов с преобладанием алюмосиликатов. Больше всего в земной коре кислорода (49,13%), кремния (26%) и алюминия (7,45%). Кислород в земной коре содержится не свободном виде, а в форме оксидов. Здесь в среднем находится 58% SiO2 , 15%Al2O3, 8%FeOиFe2O3, 6%CaO, 4%MgO, 4%NaO, 2,5%K2O.

При переходе от земной коры к слою В (промежуточной оболочка, или мантия) происходит скачкообразное изменение скорости распространения продольных волн от 6,5 – 7,2 до 8,0 – 8,2 км/с. Эта сейсмическая граница получила названиераздел Мохоровичича(или коротко – Мохо, илиМ)по имени хорватского геофизика Андрея Мохоровичича. Он в 1909 году изучая землетрясения в Загребе обнаружил, что на глубине 60 км скорость сейсмических волн резко увеличивается. Это привело его к выводу, что именно здесь проходит граница земной коры и мантии. По современным данным глубина залегания поверхности Мохоровичича изменяется от 6 км под дном океанов до 70 км в горных районах.

Расположенную ниже раздела Мохоровичича толщу называют внутренней оболочкой, или мантией Земли. В схеме Гуттенберга – Буллена ей соответствуют слоиB, C, D. Мантия Земли распространяется под земной корой до глубины 2900 км от поверхности. Мантия подразделяется на две части – верхняя и нижняя.

Верхняя мантия– слои «В» и «С» - распространяется до глубины 900 – 1000 км.

Слой В (35 – 400 км) включает область с пониженными значениями скоростей распространения сейсмических волн. Это «истощённая» («деплетированная») мантия. Она обеднена кремнезёмом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из неё базальтовых пород земной коры. Она охватывает почти всю её литосферную часть. Глубже она сменяется «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропорции 3:1, которая была названа А.Е. Рингвудомпиролитом.

Сейсмическими методами в слое «В» верхней мантии установлен слой относительно менее плотных, как бы «размягченных» пластичных горных пород. Он называетсяастеносферой(от греч. «астянос» - слабый). В астеносферном слое наблюдается понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных, а также повышенная электрическая проводимость. Это свидетельствует о своеобразном состоянии вещества – вязком и более пластичном по отношению к горным породам вышележащей земной коры и нижележащей мантии.

Твердый надастеносферный слой мантии с земной корой называется литосферой, являющуюся верхней твердой оболочкой Земли, в противоположность гидро- и атмосфере. Благодаря теории тектоники литосферных плит термин "литосфера" получил широчайшее распространение. Теория предполагает движение плит по астеносфере - размягченном, частично, возможно, жидком глубинном слое пониженной вязкости. Однако сейсмология не показывает выдержанной в пространстве астеносферы. Для многих областей выявлены несколькоастеносферных слоев, расположенных по вертикали, а также прерывистость их по горизонтали. Особенно определенно их чередование фиксируется в пределах континентов, где глубина залегания астеносферных слоев (линз) варьирует от 100 км до многих сотен. Под океанскими абиссальными впадинами астеносферный слой лежит на глубинах 70-80 км и менее.

Соответственно нижняя граница литосферы фактически является неопределенной, а это создает большие трудности для теории кинематики литосферных плит, что отмечается многими исследователями.

Слой С, или слой Голицина(средняя мантия(мезосфера) – переходная зона между верхней и нижней мантией. Простирается он с глубины 410 км, где отмечается резкое возрастание скоростей продольных волн, до глубины 670 км. Возрастание скоростей объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10%, в связи с переходом минеральных видов в другие виды с более плотной упаковкой: например, оливина в вадслеит, а затем вадслеита в рингвудит со структурой шпинели; пироксена в гранат.

Слой D(1000 – 2900 км) –нижняя мантияЗемли. Здесь различают слойD (1000 – 2700 км) – область нормального возрастания скоростей сейсмических волн и слойD' (2700 – 2900 км) – узкую пограничную область мантии с ядром, характеризующуюся постоянством скоростей продольных и поперечных волн (рис. 2.4.).

Слой D', находящийся в непосредственном соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре значительно превышают температуры мантии. Местами данный слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли, мантийные тепломассопотоки, называемыеплюмами, которые в виде потока энергии или высокоэнергетического вещества поднимаются вверх, формируя в земной коре или на её поверхности магматические породы. Они могут проявляться на планете в виде крупных вулканических областей, как, например, на Гавайских островах, в Исландии и других регионах. Гипотезаплюм-тектоникибудет более подробно рассмотрена в параграфе. 3.3.

Верхняя граница слоя D'неопределенна; ее уровень от поверхности ядра может варьировать от 200 до 500 км и более. Таким образом, можно заключить, что данный слой отражает неравномерное и разноинтенсивное поступление энергии ядра в область мантии.

Таким образом, нижняя мантия, заключенная между глубинами 670 и 2900 км, простирается по радиусу Земли на 2230 км. Верхняя мантия имеет хорошо фиксирующийся внутренний сейсмический раздел, проходящий на глубине 410 км. При переходе этой границы сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают. Здесь, как и на нижней границе верхней мантии, происходят существенные минеральные преобразования.

Сейсмическая граница между манией и ядром на глубине 2900 км, открытая в 1914 г. немецким сейсмологом Б. Гуттенбергом, является наиболее резкой границей раздела в недрах Земли. Здесь скорость продольных сейсмических волн падает от 13,6 до 8,1 км/с; скорость поперечных волн резко изменяется – от 7,3 км/с до нуля. После прохождения границы мантии и ядра скорость продольных волн снова медленно и постепенно нарастает до 11,3 км/с во внутреннем ядре. На глубине 5120 км отмечено слабое отражение сейсмических волн. Эта граница внешнего и внутреннего ядра открыта в 1936 г. датским сейсмологом мисс Леман.

Слои E,F,G образуют ядро Земли: СлойE(2900 – 4980 км) – внешнее ядро. Судя по затуханию в нем поперечных сейсмических волн, находится в расплавленном состоянии. Его вещество испытывает интенсивное конвективное перемешивание, что в сочетании с осевым вращением Земли создает ее главное магнитное поле. Ориентировка этого поля (магнитного диполя) время от времени испытывает быстрое обращение (инверсию), когда знак полюсов меняется на обратный. Состоит внешнее ядро в основном из железа и никеля с некоторой примесью легких элементов – Si,O,S, возможно К и Н.

Слой F(4980 – 5120 км) – переходная зона ядра.

Слой G (5120 – 6371 км) – внутреннее ядро, в отличие от внешнего твердое и, вероятно, полностью состоит из железа и никеля. Предполагается, что оно обособилось позднее ядра в целом и что в связи с охлаждением Земли оно продолжает расти при вытеснении элементов-примесей, содержащихся во внешнем ядре. Внутреннее ядро обладает двумя важными особенностями – оно анизотропно и, главное, вращается со скоростью, несколько отличной от скорости внешнего ядра (и остальной планеты). Эта особенность имеет важное значение для всей геодинамики.

Ядро Земли по данным сейсмологии состоит из внешней жидкой части (2900-5146 км) и внутренней твёрдой (5146-6371 км). Состав ядра большинством принимается железным с примесью никеля, серы либо кислорода или кремния. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли.

Таблица 2.1 Параметрические характеристики геосфер

Параметры

Геосферы

Глубина поверхности раздела, км

Название

границы

Скорость распространения

сейсмических волн

Vp

Vs

Плотность

г/см3

Химический

состав

Земная кора слой А

33

Мохоровичича

5.5-7.4

3.2-4.3

2.8

O, Si, Al

Мантия

верхняя

 

нижняя

слой В слой С

слой D

410

950

2700

2900

_

_

_

Гуттенберга

7.9-9.0

9.0-11.4

11.4-13.6

13.6

4.5-5.0

5.0-6.4

6.4-7.3

7.3

3.7

4.6

5.5-5.7

перидотиты

дуниты

Si, Mg, Fe

оксиды

пиролит

внешнее слой Е

Ядро переходная слой F

внутреннее слой G

4980

5120

6371

_

Лемана

_

8.1-10.4

10.4-9.5

11.2-11.3

_

_

_

9.7-10.0

11.5

12.5-13

Fe+Ni+FeO

FeS-троилит

Fe+Ni