Строение и физические свойства земных недр

Размещено на http://www.allbest.ru/

Глава 1. Строение и физические свойства земных недр

Строение и физические характеристики недр Земли изучаются преимущественно опосредственно, с помощью анализа скорости прохождения упругих колебаний (продольных - V_p и поперечных - V_s). Совершенствование сейсмологических и сейсмических методов, в частности, появление метода сейсмической томографии, позволило получить важные данные о строении и физических свойствах мантии и ядра Земли.

Большой вклад в познание строения, физических свойств и состояния вещества глубинных недр вносят аналитические лабораторные исследования, моделирование поведения различных пород и минералов в условиях сверхвысоких давлений и температур, а также данных по метеоритам и сравнительной планетологии.

Непосредственному изучению доступны лишь верхние горизонты земной коры, куда достигают сверхглубокие скважины на континентах или скважины глубоководного бурения в морях и океанах. В основном же наши знания о земных недрах основываются на косвенных методах исследования, что предопределяет известную условность и неоднозначность наших представлений. Поэтому в геологии часто используют метод составления моделей внутреннего строения Земли, т.е. наглядных картин строения изучаемого объекта. Модели отражают не столько истину, сколько уровень наших знаний. Поэтому они не постоянны, а меняются со временем в зависимости от получения новых фактов.

Наше познание внутреннего строения Земли идёт в сторону его детализации, выделения новых геосфер, ранее остававшихся в тени неизвестности. В основе современных моделей нового поколения лежат данные сейсмотомографии, на основании которых построены глобальные сейсмотомографические карты для различных уровней земного шара, отражающие сейсмическую неоднородность недр. В частности, японскими учёными составлены карты для 14 уровней, американскими - для 12 уровней. Анализ карт позволил установить многоуровневые сейсмические неоднородности в мантии, в то же время обнаружить известное подобие аномальных ареалов между смежными картами. На основании этих и других современных дан Ю.М Пущаровским предлагается новая модель строения мантии, в которой выделено шесть геосфер: верхняя часть верхней мантии - до глубины 410 км, нижняя часть верхней мантии -- до рубежа 670 км; зона раздела I между верхней и средней мантией (670-840 км); средняя мантия (840-1700 км); зона раздела II, отделяющая среднюю мантию от нижней (1700-2200 км), нижняя мантия (1700-2900 км). В основании последней выделяется слой D", но в отличие от ранее принятых границ этого слоя 2700*2900 км, высказывается мысль о неопределённости его верхней границы и допускается в ряде случаев её существенное повышение чуть ли не до кровли самой нижней мантии.

Новая модель внутреннего строения Земли существенно отличается от традиционных. Меняется количество геосфер, появляются новые геосферы, изменяется положение границ раздела. Автор новой модели указывает, что приведённые им границы раздела следует рассматривать как ориентиры, отклонения возможны до 10%.

I. Земная кора

Это верхняя оболочка Земли, отделённая от нижерасположённой мантии поверхностью Мохоровичича (Мохо). На этой границе скорость сейсмических волн скачкообразно возрастает от 7,5-7,7 км/с до 8,0-8,2 км/с. Масса земной коры составляет 0,48% от массы Земли.

В её составе преобладают легкоплавкие силикаты (преимущественно алюмосиликаты). В элементном составе превалируют кислород (49,13%), кремний (26%) и алюминий (7,45%).

В зависимости от особенностей строения выделяют три типа земной коры: континентальный, океанический и промежуточный.

Континентальная кора отличается наличием в своём составе мощного гранито-гнейсового (гранито-метаморфического) слоя, плотность слагающих его пород -- 2,58+2,64 г/см³, а скорость сейсмических волн -- 5,5-5-6,3 км/с. С поверхности гранито-гнейсовый слой перекрыт осадочным слоем, а подстилается гранулито-базитовым (гранулито-эклогитовым) слоем с плотностью пород 2,8+3,1 г/см³ и пластовой скоростью до 7,4 км/с. Гранито-гнейсовый и гранулито-базитовый слой образуют консолидированную кору.

Современная модель консолидированной континентальной коры предусматривает не двух-, а трёхслойное её строение. Так, по Н.И. Павленковой и И.П. Косминской, в строении консолидированной коры континентов выделяют.

Первый (верхний слой), мощностью 8-15 км, который отличается нарастанием скорости сейсмических волн с глубиной, блоковостью строения, наличием многочисленных трещин и разломов. Его ^подошва со скоростями 6,1-6,5 км/с определяется как граница К₁. По мнению ряда учёных, верхний слой консолидированной коры соответствует гранитно-метаморфическому слою в двуслойной модели консолидированной коры.

Второй (средний) слой до глубин 20-25 км (иногда до 30 км) характеризуется некоторым снижением скорости упругих волн (порядка 6,4 км/с), отсутствием градиентов скоростей. Его подошва выделяется как граница К₂. Считается, что второй слой сложен породами типа базальтов, поэтому его можно отождествлять с «базальтовым» слоем коры традиционной модели.

Третий (нижний) слой, прослеживающийся до подошвы коры, высокоскоростной (от 6,8 до 7,7 км/с). Для него присуща тонкая расслоенность и увеличение с глубиной градиента скорости. Он представлен ультраосновными породами, поэтому его нельзя относить к «базальтовому» слою коры. Предполагают, что он является продуктом преобразования вещества верхней мантии, своеобразной зоной её выветривания (Н.И. Павленкова). В традиционной модели строения коры средний и нижний слои соответствуют гранулито-базитовому слою консолидированной континентальной коры. Океаническая кора состоит из трёх слоев: первого (осадочного), второго (базальтового) и третьего (габбро-серпентинитового).

Первый (осадочный) слой с поверхности покрывает дно морей и океанов. Плотность осадков около 2 г/см³, а скорость распространения сейсмических волн варьирует от 1,5 до 2,5 км/с. Образование осадочного слоя океанов происходит, главным образом, за счёт выноса осадочных веществ реками с континентов (19,5 млрд. т в год), собственного океанического осадконакопления (1,8 млрд. т в год) и вулканической деятельности (1,7 млрд. т в год). В меньшем масштабе осадочный материал поставляется в Мировой океан ледниками, морской абразией, деятельностью ветра.

Стратиграфический диапазон осадочного слоя океанической коры находится в интервале от позднеюрского (самые древние осадочные породы, вскрытые в океанах скважинами) до голоценового возраста.

Наименьшая мощность слоя наблюдается в пределах срединно-океанических хребтов. Обычно осадки (не более 100 м) заполняют карманы между горными пиками. В пределах океанического ложа мощность осадочного слоя не превышает 500 м. Осадки распределены оптимально равномерно возрастая до нескольких километров по направлению к континентам и в глубоководных желобах.

Второй (базальтовый) слой сложен чередованием базальтовых лавовых потоков, брекчий, вулканических пеплов и долеритовых даек. Такая разнородность слоя определяет и резкие колебания скоростей продольных сейсмических волн от 2,2 до 5,5 км/с. Формирование верхней части слоя происходило в условиях подводного вулканизма, о чём свидетельствуют шаровидные поверхности базальтовых потоков. Базальты имеют толеитовый состав, а на вулканических островах распространены щелочные базальтоиды с меньшим содержанием кремнезёма, оксидов кальция и магния. В нижней части базальтового слоя располагаются долеритовые дайки - система субвертикальных трещин, которые в своё время служили подводящими каналами для базальтовых лав, изливавшихся на океаническое дно. Базальтовый слой является акустической границей с вышележащими осадками. Поэтому его рассматривают как акустический фундамент осадочной толщи океанов. Мощность слоя варьирует от 1,5+2 км в районах подводных поднятий, до 0-500 м в наиболее глубоководных впадинах.

Третий (габбро-серпентинитовый) слой -- фундамент океанической коры. Он прослеживается стабильно во всех частях океанов. Слой характеризуется постоянством мощности (5-6 км) и скоростью распространения сейсмических волн в пределах 6,4-7,2 км/с. Данные драгирования океанического дна в узких и глубоких расщелинах показывают, что верхняя часть третьего слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кристаллизации толеитовых базальтовых расплавов в магматическом очаге, питающим рифтовые зоны океанов. Нижняя часть состоит из серпентинитов, возникших при гидратации ультраосновных пород мантии океаническими водами, проникающими вглубь по трещинам литосферы.

Промежуточная кора выделяется по предложению И.Л. Косминской. Для неё характерны признаки как континентальной, так и океанической коры, в связи, с чем различают два подтипа: субконтинентальный и субокеанический.

Субконтинентальная кора характерна для некоторых островных дуг. В её строении присутствуют осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои. «Гранитный» слой, в отличие от континентов, существенно сокращён по мощности. Более того, он не имеет резкой границы с нижерасположенным «базальтовым» слоем. Общая мощность субконтинентальной коры 30-35 км.

Субокеаническая кора присуща окраинным и некоторым внутриконтинентальным морям. По своему строению она тождественна океанической коре, но отличается значительно увеличенной мощностью осадочного слоя (до 20 км). «Гранитный» слой практически отсутствует и происходит как бы постепенное уплотнение осадочных пород с глубиной. Мощность субокеанической коры 30-35 км.

Химический состав земной коры отличается от состава нижележащих оболочек и метеоритного вещества повышенной концентрацией кислорода, кремнезёма, щелочных металлов, большинства редких элементов и пониженным содержанием магния и элементов группы железа (Fe, Со, Ni, Сг). Считают, что вещество земной коры образовалось из мантии за счёт вплавления и дегазации. По данным А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского, общая масса вещества, вынесенного из мантии в материковую кору, составляет 22,37-10²⁴ г, а в океаническую -- 6,09-10²⁴ г.

Поверхности раздела земной коры. Наиболее хорошо изучена в структурном отношении земная кора континентов, где она характеризуется расслоенностью (свойство деламинации). По сейсмическим данным в её пределах выделяются две основные поверхности раздела: кровля консолидированной коры -- поверхность фундамента, и её подошва - поверхность Мохоровичича. Кроме того, внутри континентальной коры выделяются поверхности Конрада (К₁ и К₂) и ряд зон пониженных сейсмических скоростей (волноводы).

Поверхность фундамента особенно чётко выделяется в пределах континентальных платформ, занимающих 85-90% площади континентов. Она проводится по смене осадочных пород гранитно- метаморфическим комплексом. Граница чётко фиксируется по сейсмическим данным. Если в осадочном слое продольные волны имеют скорость 2,0-5,0 км/с, то в первом слое консолидированной коры они возрастают до 6,0-6,5 км/с. Исследования последних лет (М.Г. Леонов и др., 2000) показали, что эта граница не постоянна во времени, а способна мигрировать вверх, поглощая и включая в состав фундамента новые комплексы за счёт переработки отложений низов осадочного слоя. Это явление получило название вертикальной аккреции. М.Г. Леонов и его соавторы понимают это как прогрессивное наращивание гранито-метаморфического слоя консолидированной коры континентов под влиянием гранитизации нижних секций осадочного чехла платформ. Преобразующим фактором выступает метасоматический метаморфизм, возникающий под действием глубинных эманаций (флюидных потоков, газов). Происходит привнос в первично-осадочные породы соединений, типичных для гранитов (прежде всего К₂0, Na₂0, А1₂0₃ и т.д.). При этом фоновый температурный режим не достигает точки плавления пород, а гранитизация ограничивается метасоматическими преобразованиями среды, основной объём которой находится в субсолидусном состоянии. Преобразованная (гранитизированная) среда приобретает сравнительно повышенную проницаемость, расслоенность, способность к пластическому течению (реидная деформация).

В результате гранитизации наращивается первый (гранито-метаморфический) слой консолидированной коры континентов за счёт нижних секций осадочного чехла. Процесс вертикальной аккреции повторяется неоднократно и граница «чехол-фундамент» перемещается вверх по разрезу. По мнению М.Г. Леонова, это приводит к возникновению «псевдослоистой» структуры фундамента (гранито-метаморфического слоя) с некими «поверхностями-фантомами».

Изложенная трактовка фундамента платформенных областей ₄ континентов позволяет его рассматривать как новый резервуарный слой коры, способный вмещать и отдавать жидкий и газообразный флюид, подобно осадочному слою.

Поверхность Мохо (поверхность М) чётко отбивается скачком скоростей продольных волн от 7,5-^-7,7 км/с, до 8,СН-8,2 км/с. В океане она отвечает переходу от габбро-серпентинитового (полосчатого) слоя, с преобладанием габброидов, к перидотитам.

Сейсмические материалы, собранные к концу 70^ы годов прошлого столетия, позволили геофизикам обосновать представления о том, что в пределах континентов поверхность Мохо является неким переходным слоем от коры к мантии. Обычно в его пределах отбивается два и даже более сейсмически адекватных раздела М. располагающихся друг над другом с разницей по глубине иногда до 8-40 км. В.Б. Соллогубом была высказана идея о разновозрастности этих «дубликатов» поверхности М. Так, в Карпатах им выделяется три раздела М на глубинах: 4(Н45 км (мезозойско-кайнозойского возраста), 55-ЧЮ км (рифей-раннепалеозойского возраста) и 60+-65 км (раннепротерозойского возраста). По его мнению, в переходной зоне происходит перемешивание мантийного и корового материала с нарастанием мантийной компоненты с глубиной. К этой мысли пришли и европейские геофизики в конце 90-ых гордов прошлого столетия, утверждая, что граница Мохо должна рассматриваться как зона тонкого переслаивания пород с мантийными и коровыми свойствами, и что по этой зоне происходит автономное перемещение коры относительно мантии в глобальном масштабе. Наиболее вероятны такие срывы в обстановке коллизионных горноскладчатых областей, континентальных рифтов и трансформных разломов.

Внутри континентальной коры выделяется несколько внутренних поверхностей раздела. Большинство из них не имеют непрерывного распространения, а развиты лишь в пределах отдельных регионов. Наиболее устойчивы две поверхности: Ki и Кг. Граница Кь как уже указывалось, является подошвой верхнего слоя консолидированной коры платформ с характерными скоростями 6,1+6,5 км/с. Граница Кг делит второй и третий слои коры континентов. Она выражена менее чётко, чем поверхность К₁.

В пределах континентальной коры выделяется несколько слоёв с пониженной скоростью сейсмических волн (волноводы). Впервые идею о возможности существования в земной коре слоёв с пониженной скоростью сейсмических волн высказал Б. Гутенберг в 1951 г. Последующие сейсмические исследования это подтвердили. Наиболее распространены «волноводы» в «гранитном» слое коры на глубине от 8+10 до 15+20 км. В ряде районов (Закарпатский прогиб, Богемский массив, Карпаты, Рейнский грабен и др.) волновод установлен в нижней части «базальтового» слоя.

На древних платформах ослабленные слои (волноводы) устанавливаются чаще в основании верхнего слоя коры; на молодых -- преимущественно в среднем слое. В горноскладчатых областях мощности волноводов увеличиваются, и положение их смещается к подошве коры.

II. Мантия

Заключена между поверхностями Мохоровичи и Вихорта- Гутенберга (~35+2900 км). На её долю приходится 83% объёма Земли и почти 67% массы.

Верхняя мантия расположена между подошвой земной коры (поверхность М) и границей раздела на глубине 670 км. На глубине 410 км верхняя мантия, согласно представлениям Ю.М. Пущаровского, разделена на верхнюю и нижнюю части. Верхняя часть в традиционных моделях мантии соответствует всему объёму верхней мантии. В свою очередь она состоит из двух основных слоёв. Верхний слой (субстрат по Е. Люстиху) совместно с земной корой образует литосферу. Эта жёсткая оболочка, характеризующаяся высокой прочностью и упругими свойствами, залегает на ослабленном, пластичном астеносферном слое. Надастеносферный слой мантии имеет преимущественно перидотит-эклогитовый состав, плотность его дo 3,3 г/м^З и скорости распространения сейсмических волн 7,9 - 8,4 км/с. В связи с этим его иногда называют перидотитовым слоем (рис. 1).

Рис. 1. Принципиальная схема строения верхней мантии Земли. 1 - астеносфера (верхняя часть верхней мантии); 2 - перидотитовый слой (субстрат); 3 - земная кора

Подошва литосферы определяется положением температурной поверхности солидуса мантийного вещества (порядка 1300⁰С). Под материками подошва литосферы залегает на глубинах от 150 - 200 км под молодыми платформами до 250 - 350 км под щитами древних платформ, тогда как под океанами от 7 - 10 км под гребнями срединно-океанических хребтов до 30 - 90 км под абиссальными участками дна.

Важной особенностей строения литосферы, как и земной коры, является её тектоническая расслоенность (деламинация). Наиболее явно проявляется это свойство в активных горно-складчатых областях, где наблюдается иногда несколько поверхностей дисгармонии слоёв литосферы.

В латеральном отношении литосфера Земли также не является сплошной оболочкой, а состоит из нескольких крупных плит, границами которых являются зоны повышенной сейсмичности и вулканизма. Следовательно, литосферу можно представить себе как слоисто-блоковое образование.

Литосфера расположена на астеносфере - важнейшей оболочке верхней мантии. На существование последней было указано американским геологом Дж. Баррелом ещё в 1914 г. В 1926 г. Б. Гутенберг отметил первые её геофизические признаки в виде снижения скорости распространения упругих волн. Судя по скорости восстановления изостатического равновесия Скандинавского полуострова, нарушенного образованием покровного ледника в четвертичный ледниковый период, вязкость вещества астеносферы составляет порядка 10²⁰ - 5*10²⁰ П, что на 2 - 3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии.

Положение кровли и подошвы астеносферы будет определяться пересечением кривой изменений температуры мантии с кривой изменения температуры солидуса мантийного вещества. В пределах астеносферы происходит частичное (от 1 до 10%. по А. Рингвуду) расплавление базальтовых составляющих. Базальтовые жидкости заполняют межгранулярные пространства между более тугоплавкими кристаллами перидотита, образующими упругий каркас ослабленного слоя. О частичном расплавлении вещества астеносферы свидетельствует также резкое возрастание в её пределах электропроводности, получаемое по данным магнито-теллурического зондирования.

Экспериментальные исследования показывают, что при частичном плавлении ультраосновных пород при давлении 10³ МПа первые порции базальтового расплава возникают в местах тройных сочленений зёрен породы и образуют взаимосвязанную систему каналов при сохранении скелета (матрицы) породы. На этом основании А.В. Каракин и Л.И. Лобковекий выдвинули и расчётами обосновывали положение о слоистой структуре астеносферы. Это нашло подтверждение в сейсмических данных. Так, наблюдения за распространением сейсмических волн при подземных ядерных взрывах позволило специалистам центра ГЕОН выделить в астеносфере Западной и Центральной Сибири три слоя пониженной скоростью на глубинах 75 - 115 км, 140 - 170 км и 200 - 260 км. Объяснение этому явлению учёные видят в химической зональности верхней мантии. По их мнению, слои с пониженной скоростью (8,02 - 8,23 км/с) сложены пиролитом, а слои с повышенной скоростью (8,34 - 8,6 км/с) - более тугоплавкими породами (перидотитом, дунитом). Учитывая высокую тектоническую активность астеносферы, её вместе с литосферой иногда объединяют в тектоносферу. По мнению Ю.М. Пущаровского, в тектоносферу целесообразно включать всю мантию Земли.

Нижняя часть верхней мантии в интервале глубин 410-670 км известна под тремя наименованиями: слой Голицына, средняя мантия, переходная зона между верхней и нижней мантией. В модели Ю.М. Пущаровского эта оболочка мощностью порядка 260 км рассматривается как нижняя составная часть верхней мантии.

В составе верхней мантии преобладают такие элементы как Si, Mg, Аl, Са и О. В соответствие с химическим и минеральным составом петрологические модели верхней мантии получили название иролиговой, лерцолитовой, пиклогитовой и эклогитовой.

Наиболее традиционна пиролитовая модель мантии. Она была Сформулирована А. Рингвутом в 1962 г. Учёный рассматривал мантию как первичное вещество Земли, прошедшее первую стадию дифференциации. По мнению А. Рингвута, пиролит - это условная пироксен-оливиновая порода, состоящая из трёх частей перидотита и одной части гавайских базальтов. При фракционном плавлении она даёт базальтовую магму.

Лерцолитовая модель предложена Л.В. Дмитриевым в 1969 г. В отличие от пиролитовой, эта модель является эмпирической и основана на анализе большого количества каменного материала, собранного в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов Мирового океана. Лерцолит верхней мантии состоит из смеси пяти частей перидотит-габсбургита и одной части толеитового базальта океанических рифтовых долин. Рассчитанная плотность вещества мантии по лерцолитовой модели более точно соответствует сейсмическим данным, чем другие модели.

Пиролитовая и лерцолитовая модели принципиально между собой не расходятся и подразумевают, что петрологический состав верхней мантии близок к таковому во всей более глубокой мантии.

Пиклогитовая модель предполагает доминирование пироксен- гранатовой ассоциации и имеет более чётко выраженный химический контраст с остальной мантией.

Более частная эклогитовая модель допускает присутствие в верхней мантии эклогитовых линз и блоков.

Все рассмотренные петрологические модели верхней мантии весьма обобщённые и гипотетические. Наиболее простой и распространённой является пиролитовая модель.

Граница раздела внутри верхней мантии на глубине 410 км объясняется структурной перестройкой оливина в вадслеит, что сопровождается возникновением более плотной фазы с большими коэффициентами упругости. В этом случае скорость сейсмических волн Должна возрасти на 13%. На самом же деле на глубине 410 км она увеличивается всего на 3-5%. Чтобы избежать противоречий между петрологической моделью верхней мантии и сейсмологическими Данными допускается вхождение дополнительных атомов железа и водорода в структуру вадслеита, что приводит к уменьшению жёсткости вещества мантии и, соответственно, к снижению скорости Распространения сейсмических волн. Как предполагает Ю.М. Пущаровский, обогащение вадслеита железом должно вовлечь в реакцию большое количество оливина мантии. В свою очередь это должно сопровождаться изменением химического состава пород вблизи границы раздела «410».

В нижней части верхней мантии (410-670 км), вероятно, преобладают фазы со структурными типами граната и шпинели. Их образование связано с трансформацией пироксена (Mg,Fe)Si0₃ в гранат Mg₃(Fe,Al,Si)₂Si₃0₁₂ и вадслеита - (Mg,Fe)₂Si0₄ в рингвудит (Mg,Fe)₂Si0₄ со структурой шпинели. Современные модели составу мантийных пород допускают в них присутствие алюминия в количестве до 4 вес.%. В верхней мантии он может быть сосредоточен в таких минералах как корунд Al₂O₃ или кианит Al₂SiO₅.

Важным компонентом нижней части верхней мантии (интервал 410-670 км), по мнению американского учёного А. Томпсона, является вода, содержание которой составляет примерно 0,1 вес.%. Она находится в связи с Mg-силикатами, а количества «запаянной» в этой оболочке воды было бы достаточно, чтобы покрыть поверхность Земли слоем мощностью до 800 м.

Зона раздела I (670-840 км) характеризуется сложными полиморфными переходами минералов. Проведённые лабораторные исследования с использованием камер с алмазными наковальнями позволили смоделировать некоторые особенности структуры и состава этой оболочки. Наиболее вероятным является то, что здесь происходит трансформация оливина в перовскит MgSi0₃ и магнезиовюстит (Mg, Fe)0. Нижняя граница зоны раздела I определяется переходом представителя семейства граната пироп Mg₃Al₂Si₃O₁₂ в ромбический перовскит и твёрдый раствор корунд-ильменит (Mg, Fe)Si0₃ -Al₂O₃.

Средняя мантия (870-1700 км). Её строение и возможный петрологический состав существенно менее изучен по сравнению с верхней мантией. Допускается, что здесь отношение оксидов двухвалентных элементов (МО) к кремнезёму (M0/Si0₂) равно примерно двум, что оказывается ближе к оливину, чем к пироксену, а среди минералов преобладают перовскитовые фазы и магнезиовюстит (Mg, Fe)O со структурой типа NaCl. На долю первых приходится порядка 70% от объёма, а на долю вторых -20%. Оставшиеся 10% занимают стишовит (плотностью 4,28 г/см³) и оксидные фазы, содержащие Са, Na, К, Al, Fe. Их кристаллизация допускается в структурных типах ильменита-корунда, кубического перовскита (СаТiO₃) и Са-феррита.

Зона раздела II (1700-2200 км). Петрологический состав этой зоны вытекает в основном из экспериментальных данных, полученных в условиях близких к давлению и температуре, характерным для глубин 1700-2200 км. Так, при давлениях в 70 ГПа (глубина порядка I1700 км) отмечена металлизация вюстита (FeO). При ещё больших давлениях зафиксировано появление у вюстита политипии, связанное с образованием структурных фрагментов типа никелина (NiAs). Здесь же отмечена перестройка кремнезёма в стишовит с ромбической структурой типа рутила (ТiO₂). На глубине 2000*2200 км происходит дальнейшая перестройка стишовита в структуру, занимающую промежуточное положение между РЬО₂ и Z1O₂ с более плотной упаковкой кремний-кислородных октаэдров. На этих же глубинах при давлении порядка 90 ГПа допускается распад перовскитоподобного MgSiО₃ на периклаз (MgO) и свободный кремнезём SiО₂

В этом интервале глубин также установлено начало перехода из высокоспинного в низкоспинное состояние атомов железа в структуре магнезиовюстита (Mg, Fe)0.

Нижняя мантия (2200-2900 км) характеризуется дальнейшим увеличением плотности пород и плавным нарастанием скорости сейсмических волн. Предполагается, что вещество нижней мантии состоит преимущественно из перовскита и магнезирвюстита (Mg,Fe)0. Молярное отношение между этими минералами варьирует от 2:1 до 3:1. Причём объёмная доля магнезиовюстита не превышает 19%. Она уменьшается с увеличением содержания железа в вюстите. Указанные минералы нижней мантии характеризуются исключительной стабильностью. В частности, в лабораторных условиях с помощью алмазных наковален образцы Mg-перовскита подвергались давлению в 1,3 млн. раз превышающему атмосферное при температуре около 2000°К (Р-Т условия, характерные для низов мантии). Ни во время эксперимента, ни после его, минерал не изменил свою структуру и состав. Исходя из этого, авторы эксперимента пришли к выводу о том, что Mg-перовскит следует рассматривать как один из наиболее распространённых минералов на Земле. По Данным японских исследователей из Токийского технологического Института их американских коллег из Университета Миннесоты именно перовскит может быть наиболее распространенным минералом в низах мантии (слой D").

Таким же устойчивым минералом оказался и вюстит Fe_xO. В условиях нижней мантии «х» не превышает 0,98 и в минерале присутствуют одновременно двух- и трёхвалентное железо. Вюстит и магнезиовюстит являются, вероятно, основными «переносчиками» железа в нижней мантии, да и в мантии вообще. Под действием высоких давлений двухвалентное железо переходит в трёхвалентное, которое остаётся в структуре минерала. Одновременно при этом выделяется нейтральное железо, которое переходит в ядро. Вероятно, эти процессы дифференциации мантийного вещества наиболее активно протекают в слое D" (2700-2900 км). Объясняется это тем, что вюстит и магнезиовюстит в условиях высоких давлений характеризуются нестехометрией состава, дефектами атомных решёток, политипией, изменением магнитного упорядочения, связанного с изменением электронной структуры атомов железа. Снижение прочности вещества слоя D" приводит к снижению скорости упругих волн, проходящих через эту оболочку.

Распад железосодержащих минералов в слое D" с отжатием части железа в ядро приводит к возникновению тепломассопотоков (плюмов), поднимающихся с границы ядро-мантия вверх. При этом наблюдается «размыв» верхней границы нижней мантии, в меньшей степени это присуще и другим поверхностям раздела внутри мантийной геосферы Земли.

Явления, происходящие в слое D", чрезвычайно важны для понимания и объяснения процессов образования и эволюции земного ядра. Учитывая ту важную роль, которую играет этот слой в строении нижней мантии, исследователи (В.Н. Жарков, В.М. Любимов, JI.H. Дорофеева, В.М. Дорофеев) предложили рассматривать, его в качестве второй астеносферы Земли.

В самом основании нижней мантии в начале 70^ш годов прошлого столетия И.С Берзон выделил тонкий переходный слой между мантией и ядром мощностью порядка 20 км. Слой Берзона характеризуется снижением скорости продольных волн, а скорость поперечных волн убывает от 7,3 км/с практически до нуля, что говорит о существенном снижении коэффициента эффективной вязкости.

ІІІ. Строение и химический состав ядра

земной кора мантия ядро

Ядро занимает центральную часть Земли (2900-6371 км), составляя около 17% от её объёма и 33% массы. В его составе выделяют внешнее ядро, переходную оболочку и внутреннее ядро.

Внешнее ядро (слой Е) заключено в пределах от 2900 до 5000 км. Его объём - 15,16%, масса -- 29,8%. Оно состоит из вещества, находящегося, как уже отмечалось, в расплавленно-жидком состоянии. Его вязкость оценивается в 0,4П, что близко к вязкости воды. Кроме сейсмических данных, об этом свидетельствуют приливные деформации внутри Земли. Если бы весь земной шар был бы твёрдым, то приливные колебания на поверхности Земли были бы слабее наблюдаемых. Кроме того, нутационные отклонения оси вращения нашей планеты, чандлеровские колебания полюсов (флуктуации Земли в целом относительно оси её вращения), без допущения идеи о жидком внешнем ядре были бы невозможны. В последние годы на основании термодинамического моделирования с использованием механики жидких сред, делаются попытки стратифицировать внешнее ядро на две оболочки: верхнюю и нижнюю. Как уже указывалось, верхняя оболочка внешнего ядра рассматривается как некая слоистая зона, а нижняя -- как зона интенсивной конвекции.

В основании внешнего ядра располагается переходная оболочка (слой F) мощностью около 140 км, интервал глубин 5000+5200 км. Слой характеризуется некоторым увеличением скорости продольных упругих волн до 10,4 км/с, однако поперечные волны в её пределах не прослеживаются.

Внутреннее ядро (слой G или субядро) занимает самую сердцевину нашей планеты. Его радиус - 1250 км, объём около 0,7%, а масса около 1,8% от массы всей Земли. В его пределах скорость продольных волн возрастает до 11,4 км/с, а поперечных до 3,4-3,6 км/с, что свидетельствует о том, что вещество субядра находится в твёрдом состоянии.

В отношении химического и минерального состава ядра Земли существуют две основные точки зрения: ядро -- железо-никелевое или силикатное (т.е. тождественно составу мантии). Экспериментальные данные по ударному сжатию силикатов, металлов и их окислов, квантохимические расчёты и теоретические построения отвергают идею о каменном составе ядра. Более того, эти опыты показали, что в ядре должно содержаться не менее 80-90% железа. В то же время было доказано, что при давлениях, которые господствуют в ядре Земли, железо-никелевое ядро должно на 8-И 5% превышать плотность внешнего ядра в существующих моделях. Поэтому предполагается, что внешнее ядро состоит из сплавов или соединений железа с более лёгкими элементами, например, Si, О, Н. Считается также весьма возможным соединение железа с серой (Fe₃S).

По мнению О.Г. Сорохтина, наиболее вероятной добавкой к железу во внешнем ядре служит кислород, а основным соединением, определяющим состав внешнего ядра, является оксид одновалентного железа (Fe₂0). В обычных условиях при низких давлениях такого рода соединения неизвестны. Однако при высоких давлениях химические свойства железа могут меняться. Объясняется это тем, что железо относится к переходной группе элементов с незаполненными промежуточными электронными уровнями. Поэтому при высоких давлениях в железе могут возникать электронно-фазовые переходы, меняющие конфигурацию внешних электронных оболочек.

Образование этого вещества может происходить при распаде железистых силикатов в условиях сверхвысоких давлений с появлением оксида одновалентной фазы железа и выделением свободного кислорода:

Fe₂Si0₄-->Fe₂0+Si0₂+0

При дальнейшем увеличении давления может произойти распад самого оксида железа с образованием чистого железа:

Fe₂0--» 2Fe+0.

Расчёты О.Г. Сорохтина показывают, что такой переход с выделением чистого железа возможен при давлениях (2,5-3). 10⁵ МПа, что близко к давлению на поверхности внутреннего ядра Земли (3,28*10⁵ МПа). Всё это позволяет высказаться за то, что внешнее ядро состоит из оксида одновалентной фазы железа. Скорее всего, это эвтектический сплав железа (Fe) с вюститом (FeO), что и образует «ядерное» вещество Fe.FeO (Fe₂0).

Внутренне ядро состоит из сплава железа с никелем в пропорции Fe_0,9Ni_0,1 - Наиболее активно процессы кристаллизации железа, вероятно, происходят в переходной оболочке (слой F). В результате этого процесса идёт осаждение свободного железа и приращение внутреннего ядра.

Сейсмические данные указывают на сложное строение внутреннего ядра Земли: оно состоит из ряда концентрических оболочек с различающимся составом. Такое строение субядра можно объяснить, допустив, что образование его происходило за счёт кристаллизации из многокомпонентной жидкости при постепенно понижающейся температуре.

IV. Физические свойства земных недр

К важнейшим физическим свойствам земных недр следует отнести плотность, давление, температуру, вязкость и добротность.

Плотность является возрастающей функцией глубины, что определяется сжатием земного вещества под влиянием давления вышележащих слоёв, роста с глубиной концентрации тяжёлой компоненты, уплотнением пород и минералов при полиморфных (фазовых) переходах в условиях сверхвысоких давлений. Наряду с общей тенденцией нарастания плотности с глубиной существуют процессы, приводящие к понижению плотности - это разогрев вещества и его плавление, частичное плавление с выделением компоненты меньшей плотности (например, ситуация в астеносфере). Однако явления, приводящие к понижению плотности вещества земных недр с глубиной, как правило, менее значимы, чем причины, заставляющие расти плотность.

В основе методики определения изменения плотности в Земле с глубиной лежит уравнение Адамса-Вильямсона.

где Ар - приращение плотности за счёт приращения давления на глубине ;

g - ускорение силы тяжести; Ф - сейсмический параметр

Уравнение Адамса-Вильямсона позволяет определять лишь градиенты плотности, поэтому для построения непрерывной кривой изменения плотности с глубиной задаются граничные значения плотности на поверхности Земли или в её центре. Дополнительные уточнения в распределении плотности с глубиной вносят данные о собственных колебаниях Земли, а также данные лабораторных исследований по ударному сжатию вещества недр. С учётом сказанного построены несколько моделей распределения плотности в современной Земле, которые не имеют принципиальных отличий. Для дальнейшего изложения принимается модель Наймарка-Сорохтина.

Из графика следует, что на границе кора-мантия находится первый, явно выраженный скачок плотности с 2,7-2,8 г/см³ до 3,1-3,2 г/см³. В мантии плотность вещества монотонно возрастает. На этом фоне отмечены более резкие градиенты плотности на глубинах 410, 670, 840, 1700 и 2200 км. На приведённом графике эти градиенты не показаны в связи с мелким масштабом рисунка. В подошве мантии плотность вещества возрастает до 5,6 г/см³.

Резкий скачок плотности приходится на границу раздела мантия - ядро (2900 км), при переходе которой плотность увеличивается почти в два раза до 9,5-10 г/см³. Эти две отчётливые плотностные границы (кора-мантия и мантия-ядро) свидетельствуют, по-видимому, о резкой смене химического состава земного вещества.

Следующий наиболее явный скачок плотности соответствует глубине 5150 км, которая отвечает границе внешнего и внутреннего ядра. Здесь плотность возрастает от 11,4-12,3 до 12,5-13,4 г/см³. В центре Земли значения плотности оцениваются в 13,5-1 4,4 г/см³.

Давление с глубиной характеризуется монотонным возрастанием. Оно рассчитывается исходя из гидростатического закона, т.е. веса столба породы на 1 см² поверхности. Зная плотность горных пород, слагающих земные недра, можно определить давление условного столба на единицу площади на заданной глубине. Исходя из этого, строятся графики изменения давления с глубиной. Наиболее заметный градиент давления приходится на границу мантия-ядро (2900 км), с которой давление начинает заметно нарастать. Считается, что на поверхности ядра давление составляет 1,34 Мбар, а в центре Земли - 3,7 Мбар.

В этом случае распределение температуры в недрах (dT/dr) должно описываться известным термодинамическим соотношением (по В.А. Магницкому):

dT / dr-ga,

где g - ускорение силы тяжести;

а - коэффициент объёмного расширения, С_р - теплоёмкость при P=const.

Приведённое уравнение позволяет определить лишь градиенты температуры. Для построения непрерывной зависимости Т(г) необходимо задаться исходной температурой либо в начале отсчёта (т.е. на поверхности Земли), либо в его конце (т.е. в центре Земли). Обычно за начальную температуру распределения принимается приведённая к поверхности температура мантии, которая определяется по температуре базальтовых лав, излившихся в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов. С учётом возможных теплопотерь при движении магмы по эруптивными каналам температура лав принимается 1320°С (1590°К). При построении зависимости Т(г) необходимо учитывать также температурные скачки при полиморфных переходах минералов в мантии. Так, на глубине 400 км скачок адиабатической температуры достигает, вероятно, 85°С; на глубине 650 км ~90°С; на глубине 800 км - 50°С и т.д. (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков, 1991). С учётом этих тенденций на границе мантия - ядро температура может достигать 3130-К3150°К, а в центре Земли- до 6140°К (5870°С).

Адиабатический процесс - это такой термодинамический процесс, при котором система не получает теплоты извне и не отдает ее. Это возможно при наличии адиабатической оболочки. Применительно к Земле в качестве таковой можно рассматривать литосферу.

Из приведённого графика следует, что на поверхности ядра температура примерно на 70°К ниже температуры плавления железа и приблизительно на 30°К выше температуры плавления эвтектического сплава Fe.FeO, но во много раз ниже температуры плавления силикатов. Отсюда следует, что:

выделение «ядерного» вещества (Fe, FeO) из мантии и его переход во внешнее ядро должно происходить без плавления силикатной матрицы мантии;

окисно-жидкий состав внешнего ядра совместим с его жидким состоянием.

Вязкость земных недр, так же как и температура, является важнейшим физическим параметром, определяющим геодинамику Земли. О вязкопластичном состоянии земных недр свидетельствует фигура планеты (земной геоид), который соответствует равновесному эллипсоиду вращения жидкого тела. Отклонение формы геоида от эллипсоида вращения не превышает ±100 м. В тоже время скорость прохождения упругих колебаний через мантию говорит о её эффективной жёсткости по отношению к сравнительно кратковременным механическим воздействиям. О.Г. Сорохтин образно сравнивает мантийное вещество с варом, т.е. с очень вязкой жидкостью.

Средняя вязкость мантии оценивается в 310^zz П. По расчетам Г. Ранелли и П. Фишера вязкость мантии меняется от 10²⁰-^5-Ю²⁰ П в астеносфере до 6-10²³ П в низах мантии на глубине 2700 км. По другим данным она может достигать до 5 * 10²⁴ П. Для сравнения укажем значения вязкости для воды (Ю-² П), глицерина (7 П), базальтовых расплавов (10²-10⁴ П), асфальта (Ю¹⁰-Ч0¹² П), стекла (10¹³ П), стали при450°С(10¹⁸-Ю²⁰П).

Во внешнем ядре Земли вязкость вещества, не должна превышать 0,4 П. Учитывая, что внешнее ядро несколько перегрето, его температура примерно на 50-4 00°С выше температуры плавления эвтектического сплава Fe.FeO, О.Г. Сорохтин предлагает принять вязкость внешнего ядра равным Ю-ИО"² П.

О вязкости внутреннего ядра трудно составить какие-либо конкретные суждения. Предполагается, что она на много порядков должна превышать вязкость вещества внешнего ядра.

Добротность мантии (механическая добротность, сдвиговая добротность) - физический параметр, заимствованный из механики. Добротность (Qm) характеризует реологические свойства системы, в нашем случае мантии. Она будет обратно пропорциональна диссипативной функции, определяющей затухание сейсмических волн и собственных колебаний Земли на разных глубинах мантии. Добротность характеризует степень приближения реального вещества к идеально упругому телу: чем выше добротность вещества, тем оно ближе по своим реологическим свойствам к идеально упругим телам, и, наоборот, чем ниже добротность, тем вещество более приближается к эффективно-жидким (пластичным) средам. Уменьшение эффективной вязкости вещества соответствует снижению его фактора добротности. Таким образом, добротность - это своеобразная мера идеальности упругой среды. Механическая добротность связана с долей упругой энергии дЕ/Е, переходящей в тепло за колебательный цикл.

Величину -- часто называют диссипативной функцией. На ос- Qmнове экспериментальных данных о затухании упругих колебаний в образцах горных пород и минералов построены модели распределения этого фактора в недрах Земли. Из графика видно, что максимальная добротность мантии фиксируется на глубине 180СН-2500 км. В астеносфере и на подошве мантии (слой D") фактор добротности снижается примерно до 100. Через добротность можно выразить характер затухания объёмных волн в мантии Земли (коэффициент затухания).

Размещено на Allbest.ru