Астеносфера (состав, фазовое состояние, причины возникновения)
 Скачать 0.89 Mb.
|
Астеносфера - верхний пластичный слой верхней мантии планеты, называемый также слоем Гутенберга. Астеносфера выделяется по понижению скоростей сейсмических волн. Выше астеносферы залегает литосфера — твёрдая оболочка планеты. На Земле кровля астеносферы лежит на глубинах 80-100 км (под материками) и 50-70 км (иногда менее) (под океанами). Нижняя граница земной астеносферы — на глубине 250-300 км, нерезкая. Выделяется по геофизическим данным как слой пониженной скорости поперечных сейсмических волн и повышенной электропроводности.
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. Идея слоистого строения астеносферы находит подтверждение в сейсмических материалах. Так, в переходной зоне Азиатского материка к Тихому океану выделяются четыре слоя на глубинах 65 ÷ 90, 120 ÷ 160, 230 ÷ 300 и 370 ÷ 430 км. Химическая зональность верхней мантии: слои с пониженной скоростью сложены пиролитом, а слои с повышенной скоростью - тугоплавкими компонентами (дунит, перидотит), которые выделялись в результате частичного плавления пиролита.
2700-2900 км. 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. Снижение прочности вещества слоя D" приводит к снижению скорости упругих волн, проходящих через эту оболочку. Из-за схожести по состоянию вещества с астеносферой, слой D" рассматривают как второй астеносферный слой Земли.
В соответствии с моделью строения мантии Ю.М.Пущаровского в ней выделяется не три, а шесть подразделений: верхняя часть верхней мантии (до 410 км), нижняя часть верхней мантии (410-670 км), зона раздела I (670-840 км), средняя мантия (840-1700 км), зона раздела II (1700-2200 км), нижняя мантия (2200-2900 км). Меняются и границы, определяющие кровлю и подошву выделенных оболочек.
Эли де Бомон. Объяснение процессов горообразования и образования складчатости земной коры уменьшением объема Земли при ее охлаждении.
В 1892 г. - Кларенс Даттон: учение об изостазии, гидростатически равновесном состоянии земной коры и мантии, при котором менее плотная земная кора (средняя плотность 2,8 г/см3) «плавает» в более плотной верхней мантии (средняя плотность 3,3 г/см3), подчиняясь закону Архимеда.
Она исходит из того, что плотность земных недр с глубиной практически не меняется, ρ = 5,52 г/см3. В соответствии с однородной моделью ускорение силы тяжести должно изменяться по линейному закону, уменьшаясь от своего максимального значения на поверхности до нуля в центре. Давление возрастает от нуля на поверхности до максимальных значений в центре по квадратному закону.
В трудах античных философов встречаются сведения о подвижности земной поверхности и связанных с этим наступлениях или отступлениях морей, образованиях гор. В античное время наметились два основных направления в геологии – нептунисты и плутонисты. Нептунисты доказывали главенствующую роль экзогенных процессов, в первую очередь водной среды (Фалес, Ксанф, затопление суши морями). Плутонисты считали первоисточником всех геологических процессов и явлений внутренние силы Земли: Гераклит, Эмпедокл. 9. Дайте характеристику революционного этапа развития геологии. Появляются принципиально новые данные о строении земной коры и верхней мантии Мирового океана, на основании чего была создана новая руководящая концепция в геологии - тектоника литосферных плит (1962 ÷ 1968 гг.). Новый метод сейсмической томографии позволил в 80ые годы XX в. установить плотностные неоднородности в мантии Земли, что подтвердило идею о существовании восходящих (разуплотнённых) и нисходящих (уплотнённых) потоков мантийного вещества. Тектоника литосферных плит упрочила своё лидирующее положение в геологии. Критика учения о геосинклиналях.
В 1925 г. В.Конрад зафиксировал выше границы Мохоровичича ещё одну поверхность раздела внутри коры, которая также получила его имя - поверхность Конрада, или поверхность К. Учёным было предложено верхний слой коры мощностью порядка 12 км называть гранитным слоем, а нижний мощностью 25 км - базальтовым. Появилась первая двуслойная модель строения земной коры.
Внешнее ядро (слой Е) заключено в пределах от 2900 до 5000 км. Его объём 15,16%, масса - 29,8 %. Внешнее ядро состоит из вещества, находящегося в расплавленно-жидком состоянии. Его вязкость оценивается в 0,4 П, 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.
По В.Н.Ларину, концентрация кислорода в теле Земли не должна превышать первых процентов её массы, а изначальный состав земного вещества должен быть преимущественно гидридным (металлы, кремний и водород). Дегазация водорода в конечном итоге привела к следующему современному химическому строению недр. Внутреннее ядро сложено гидридами металлов. Высокая плотность его объясняется уплотнением вещества за счёт деформации гидрид-ионов. Внешнее ядро образовано металлами с растворённым в них водородом. Процесс растворения происходил, по мнению В.Н.Ларина, благодаря проникновению водорода в решетки металлов (в виде протона) и в оболочки атомов. Нижняя и средняя мантия сложены различными сплавами на основе кремния, магния и железа. Верхняя мантия и земная кора образованы силикатами и оксидами.
В 1991 г. Б.Л.Кенет и Е.Р.Энгдал, используя большой объём цифровых данных о времени пробега P- и S-волн, публикуемых в бюллетенях Международного сейсмологического центра, построили одномерную скоростную модель Земли (IASP91), в которой даны значения скоростей P- и S-волн как функции радиуса и глубины. Модель IASP91 отличается от модели PREM для верхней мантии. Скачки скоростей P- и S-волн расположены на глубинах 410 и 660 км. В этой модели отсутствует скачок скоростей на глубине 220 км. В 1995 году была представлена скоростная модель AK135 [Б.Л.Кеннет, Е.Р.Энгдал, 1995]. Эта модель обеспечила значительно лучшее приближение для большого количества сейсмических фаз, чем это было для моделей SP6 и IASP91. Различия между моделью AK135 и моделями SP6 и IASP91 в целом незначительные, кроме границы Внутреннего ядра Земли. Для этой границы был уменьшен градиент скорости.
Третий (габбро-серпентинитовый) слой представляет 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 расселинах показывают, что верхняя часть третьего слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кристаллизации толеитовых базальтовых* расплавов в магматическом очаге, питающем рифтовые зоны океанов. Нижняя часть состоит из серпентинитов, возникших при гидратации ультраосновных пород мантии океаническими водами, проникающими вглубь по трещинам литосферы.
Граница между мантией и внешним ядром на глубине ок. 2900 км. Это наиболее резкая поверхность раздела в недрах Земли. Здесь скорость Р-волн скачкообразно меняется от 13,6 км/с в мантии до 8,1 км/с в ядре, уменьшается и скорость S-волн от 7,3 км/с до нуля. Плотность же резко возрастает от 5,6 до 10 г/м3.
Условная граница, разделяющая гранитный (верхний) (12 км) и базальтовый (нижний) (25 км) слои земной коры, выявляемая по увеличению скорости прохождения сейсмических волн. Скорость продольных сейсмических волн при прохождении через поверхность Конрада скачкообразно увеличивается примерно с 6 до 6,5 км/сек. Двуслойная модель строения земной коры.
Поверхность Мохо чётко отбивается скачком скоростей продольных волн от 7,5 ÷ 7,7 км/с до 7,9 ÷ 8,2 км/с. Она является неким переходным слоем от коры к мантии. Обычно в его пределах отбивается два и даже более сейсмически адекватных и разновозрастных раздела М, располагающихся друг над другом с разницей по глубине иногда до 8 ÷ 10 км. Это объясняется тем, что в переходной зоне происходит перемешивание мантийного и корового материала с нарастанием мантийной компоненты с глубиной. Таким образом, граница Мохо - это зона тонкого переслаивания пород с мантийными и коровыми свойствами.
В традиционной модели строения мантии Земли верхняя мантия отделена от средней границей раздела на глубине около 410 км, при переходе через которую скорость сейсмических волн возрастает (продольных от 7,9 ÷ 9,0 до 9,0 ÷ 11,4 км/с; поперечных от 4,5 ÷ 5,0 до 5,0 ÷ 6,4 км/с). Граница раздела внутри верхней мантии на глубине 410 км объясняется структурной перестройкой оливина α - (Mg,Fe)2SiO4 в вадслеит, β - (Mg,Fe)2SiO4, что сопровождается возникновением более плотной фазы с большими коэффициентами упругости.
В составе гранитного слоя должны находиться не только гранитоиды, но и метаморфические породы (типа гнейсов, слюдистых сланцев), возникшие из первично осадочных отложений. Под гранито-гнейсовым слоем понималась совокупность магматических и осадочно-метаморфических пород, состав и фазовое состояние которых обуславливают физические параметры, близкие к таковым у гранитов или гранитоидов, т.е. плотность порядка 2,58 ÷ 2,64 г/см3 и пластовая скорость 5,5 ÷ 6,3 км/с.
В составе базальтового слоя допускалось наличие пород глубокой (гранулитовой) стадии метаморфизма. Его стали именовать гранулито-базитовым, гранулито-эклогитовым, и понимать под ним совокупность магматических и метаморфизованных пород среднего, основного или близкого к ним состава, имеющих физические параметры: плотность 2,8 ÷ 3,1 г/см3, пластовую скорость 6,6 ÷ 7,4 км/с. Судя по экспериментальным данным, обломкам (ксенолитам) глубинных пород из трубок взрыва, этот слой может быть сложен гранулитами, габброидами, основными гнейсами и эклогитоподобными породами.
Выделяют кору континентального, переходного и океанического типа. Континентальная кора: осадочный, верхний (8-15 км), средний (20-25 к), нижний (до подошвы коры): тонкая расслоенность. Океаническая кора: осадочный (глинистые, кремнистые, карбонатные породы), базальтовый: формирование верхней части в условиях вулканизма, габбро-серпентинитовый слои(стабилен во всех частях океана, мощность 5-6 км). Для переходного типа коры характерны признаки как континентальной, так и океанической коры.. Субконтинентальная кора характерна для некоторых островных дуг. В её строении присутствуют осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои. «Гранитный» слой, в отличие от континентов, существенно сокращён в своей мощности. Более того, он не имеет резкой границы с нижерасположенным «базальтовым» слоем. 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).
Зона раздела I (670 ÷ 840 км) характеризуется сложными полиморфными переходами минералов. Граница раздела верхней мантии на глубине 410 км связана со структурной перестройкой оливина в вадслеит. Нижняя часть верхней мантии: трансформация пироксена в гранат и вадслеита в рингвудит. Зона раздела 1: трансформация оливина в перовскит и магнезиовюстит. Зона раздела 2: перестройка кремнезема в стишовит с ромбической структурой типа рутила. Полиморфные переходы в зоне I I приводят к уплотнению ГП.
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.
Более того, эти опыты показали, что в ядре должно содержаться не менее 80 ÷ 90% железа.
Образуется смесь силикатов железа и магния, металлов, воды и углекислоты. Допускается также возможность нахождения здесь самородного железа, сульфидов, алмазов, летучих компонентов - Н2, СО2, СН4. В верхней мантии, состоящей из силикатов железа и магния, горячие Н2О, СО2, Н2 и СН4 приводят к выплавлению и образованию потоков флюидов, устремляющихся в земную кору. Согласно модели Н.П.Семененко, ведущая роль в развитии Земли отводится водороду, который участвует в образовании минералов, способствует миграции элементов, влияет на термодинамику и направленность геохимических процессов мантии и земной коры.
Верхний слой, мощностью 8 ÷ 15 км, отмечается нарастанием скорости сейсмических волн с глубиной, блоковостью строения, наличием сравнительно многочисленных трещин и разломов. Подошва слоя со скоростями 6,1 ÷ 6,5 км/с определяется как граница К1. Верхний слой консолидированной коры соответствует гранитно-метаморфическому слою. 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. Третий (нижний) слой, прослеживающийся до подошвы коры, высокоскоростной (6,8 ÷ 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. Есть предположения, что нижний слой коры является продуктом преобразования вещества верхней мантии, своеобразной зоной выветривания мантии (Н.И.Павленкова). В классической модели строения коры средний и нижний слои составляют гранулито-базитовый слой.
Лерцолитовая модель предложена Л.В.Дмитриевым в 1969 г. В отличие от пиролитовой, она является эмпирической и основана на анализе большого количества каменного материала, собранного в рифтовых зонах СОХ Мирового океана. Лерцолит верхней мантии состоит из смеси пяти частей перидотита-гарсбургита и одной части толеитового базальта океанических рифтовых долин. Рассчитанная плотность вещества мантии по лерцолитовой модели более точно соответствует сейсмическим данным, чем другие модели. |