Геология / 4 курс / Геотектоника / Лекции / Лекция 01
.docx
ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ТЕКТОНОСФЕРЕ И БОЛЕЕ ГЛУБОКИХ НЕДРАХ ЗЕМЛИ
В понятие тектоносферы включают литосферу и астеносферу, сложенные породами земной коры и верхней мантии.
При изучении внутреннего строения Земли и уточнении главных границ раздела в её недрах - кора, мантия и ядро - на первом месте находится сейсмологический метод. Продольные, поперечные и поверхностные сейсмические волны, возникающие при землетрясениях проходят через весь земной шар так, что с их помощью можно как бы прощупать всю Землю, определить мощность и плотность слоев (рис. 1). Основываясь на сейсмических данных, в строении Земли выделяют кору, мантию и ядро.
Рис. 1. 3-D-модель прохождения сейсмических Р-волн сквозь Землю по данным сейсмической томографии
Отмечены землетрясения (желтые точки-эпицентры), генерирующие сейсмические волны (желтые лучи), которые регистрируется на сейсмических станциях по всему миру (красные точки). Сейсмические волны преломляются или отражаются, когда они проходят через породы с различной плотностью и жёсткостью. Синим цветом показаны более плотные участки в мантии (аномалии), красным менее плотные аномалии.
Самая внешняя (приповерхностная) оболочка Земли называется земной корой или просто корой. Выделяются два главных типа земной коры: континентальная и океаническая, различающихся по строению, мощности и составу (рис. 2). Мощность континентальной земной коры изменяется от 35 км в пределах платформ до 75 км в молодых горных сооружениях (например, Анды). По современным данным, океаническая земная кора, в отличие от континентальной, характеризуется значительно меньшей мощностью, в среднем 6-7 км, и совсем другим строением.
Рис. 2. Строение континентальной и океанической земной коры [Короновский. Брянцева. 2013]
Глубже земной коры залегает мантия, в которой традиционно выделяют верхнюю мантию (до глубины 670 км) и нижнюю мантию (до глубины 2900 км).
Кора и мантия разделяются границей Мохоровичича (рис. 3), где скачком возрастает плотность пород от 3 до 3,3 г/см3. Находится эта граница на глубине от 7 км (под океанами) до 70 км (под складчатыми поясами). На ней происходит резкое увеличение сейсмических скоростей. Верхняя мантия в интервале глубин между 50 км для океанов (200 км для континентов) и 410 км получила название астеносферы. Две внешние сейсмические оболочки Земли (кора и подкоровая мантпя), судя по характеру распространения в них упругих волн, ведут себя как твердое тело; по реологическому сходству они объединяются в литосферу (рис. 3).
Таблица 1.
Масса мантии и коры соответственно составляет 68 % и 1 % от массы Земли. Граница между нижней мантией и внешним ядром находится на глубине 2891 км и носит название границы (раздела) Гутенберга.
Под нижней мантией залегает ядро Земли, на которое приходится 31 % массы Земли. Во внешнем ядре скорость распространения P-волн резко падает, а S-волны перестают распространяться вовсе. На этом основании предполагается, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Сейсмические волны могут отражаться от границы внутреннего ядра и быть зафиксированы чувствительными сейсмографами на поверхности Земли.
Глубже 5150 км находится внутреннее ядро, в котором вновь начинают распространяться S-волны и возрастает скорость распространения P-волн, из чего следует вывод о твердом состоянии внутреннего ядра Земли [Аплонов, 2001]. Таким представляется внутреннее строение Земли по данным сейсмологии.
Рис. 3. Схематическое изображения строения Земли: а - строение Земли (по: [Чертко. 2008]); о - схема внутреннего строения Земли (1 - континентальная кора: 2 - океаническая кора: 3 - верхняя мантия; 4 - нижняя мантия; 5 -внешнее ядро: 6 - внутреннее ядро; А - поверхность Мохоровичнча; В - разрыв Гутенберга; С - разрыв Леманн - Буллен). Оболочки (слои) различаются по толшине. фазово-химическому составу и свойствам
Фундаментальное положение описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета является радиально симметричным телом и состоит из серии концентрических оболочек. представляющих железистое ядро (сейсмические оболочки Е и G), силикатную мантию (В, С и D) и алюмосиликатную кору (А). Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли. В современных моделях принимают, что в период образования Земли происходил ее разогрев, плавление и последующая дифференциация. При этом литофильные элементы концентрировались в коре и мантии, сидерофильные и некоторые халькофильные - в ядре. По сравнению с мантией в коре преобладают некогерентные элементы. Предполагают, что первичным веществом, из которого образовалась Земля, являются хондриты, состав которых близок к составу силикатной части Земли. Предполагаемый состав геосфер Земли проиллюстрирован на рисунке 4.
Рис. 4. Предполагаемый состав геосфер Земли и плотность на разных глубинах [http://files.school-collection.edu.ru]
Существуют две главные группы методов изучения состава и строения земной коры и верхней мантии — геологические и геофизические.
К геологическим относятся прежде всего полевые наблюдения. Они дают возможность непосредственно познакомиться на суше с породами верхней мантии и континентальной коры, в том числе нижней её части (щиты: Балтийский, Алданский, Анабарский, Канадский, Гвианский, Центральнобразильский, Туарег, Пилбара, Йилгарн и некоторые другие).
В океанах, где земная кора много тоньше, чем на континентах, вдоль разломов она нередко обнажается полностью и из-под нее выступают породы верхней мантии. Они здесь доступны для драгирования (взятия образцов драгами), а также для прямых наблюдений с подводных обитаемых аппаратов. На суше известны древние аналоги океанической коры и верхов мантии – это так называемые офиолиты, выступающие на поверхность во внутренних зонах большинства складчатых систем. По ним мы можем судить об океанской коре геологического прошлого и частично о верхней мантии.
Ценные данные о составе нижних горизонтов коры и особенно верхней мантии дает изучение ксенолитов в базальтах континентов и океанских островов, а также включений в алмазоносных кимберлитах, поступающих с глубин более 150 км. Именно в последних были обнаружены такие минералы сверхвысоких давлений, как сам алмаз, а также коэсит и некоторые другие.
Научные сведения о составе и особенно физическом состоянии континентальной коры на больших глубинах дало бурение Кольской сверхглубокой скважины, достигшей глубины 12 261 м. В Германии подобная скважина КТВ Oberpfalz была пробурена до глубины 9901 м.
Строение и состав океанской коры были освещены бурением более чем 1250 скважин в Мировом океане с американских судов «Гломар Челленджер» и «Джойдес Резолюшн».
Как уже отмечалось, очень большая роль в изучении тектоносферы принадлежит геофизическим и прежде всего сейсмическим методам. Направление « сейсмотомография» заключается в компьютерном анализе прохождения сквозь всю толщу мантии, вплоть до границы ядра, сейсмических волн от многих тысяч землетрясений. Это позволило выявить в мантии, на разных ее глубинах, области повышенных и пониженных скоростей распространения сейсмических волн, которым, очевидно, соответствуют области уплотнения и разуплотнения мантии, ее охлаждения и разогрева. Были обнаружены также латеральные неоднородности литосферной мантии и неровности на поверхности ядра (рис. 5).
Таким образом, к настоящему времени в распоряжении исследователей имеется уже целый арсенал геологических и геофизических методов, позволяющих предположить строение и состав тектоносферы. Тем не менее следует признать, что наши знания о составе нижней части континентальной коры и верхней мантии континентов и океанов все еще недостаточны.
Рис. 5. Рельеф земного ядра по данным сейсмической томографии Земли (по: [Morelli, Dziewonski, 1987; Steinberger, Torsvik, 2012]) и схематичная 3D-модель (no: [Becker. 2010]) поверхности ядра (красные-менее плотные и синие участки - более плотные)
Земная кора океаническая, континентальная и переходная; строение и типы сочленения на пассивных и активных окраинах.
Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли. Она одевает нашу планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 км на некоторых участках срединно-океанских хребтов и океанских разломов до 70-75 км под высокими горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Состав и строение коры очень различны под континентами и под океанами, что дало основание для выделения двух ее главных типов, но имеются и промежуточные.
Океаническая кора занимает на Земле несколько большую площадь, чем континентальная, – 56 % земной поверхности, но обладает значительно меньшей мощностью, обычно не превышающей 5-6 км и возрастающей лишь к подножию континентов. В ее строении достаточно отчетливо выделяются три слоя.
Первый, или осадочный, слой мощностью не более 1 км — в центральной части океанов, вплоть до полного отсутствия местами в осевых зонах срединно-океанических хребтов, и до 10-15 км – на периферии океанов, близ континентальных подножий. В состав первого слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причем карбонаты распространяются лишь до некоторой глубины, а ниже исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с суши; это так называемые гемипелагические осадки. Возраст осадков этого слоя не превышает 170 млн лет.
Второй слой океанической коры в своей основной верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков; базальты эти нередко обладают характерной подушечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части второго слоя развиты параллельные дайки долеритов. Общая мощность второго слоя 1,5-2 км.
Строение первого и второго слоев океанической коры хорошо изучено глубоководным бурением, наблюдениями со спускаемых подводных аппаратов и драгированием.
Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и в самых низах ультраосновного состава. В его верхней части обычно развиты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полосчатый комплекс», состоящий из расслоенных при магматической дифференциации габбро. Мощность третьего слоя 5 км. Глубоководным бурением выступ габбро третьего слоя разбурен лишь в двух точках в юго-западной части Индийского океана к югу от Мадагаскара, но состав слоя довольно хорошо известен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов. Полные разрезы океанической коры и верхов мантии наблюдались в Атлантике в стенках разломов.
Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 170 млн лет. Однако в пределах складчатых поясов континентов мы находим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрийской, кору океанского типа, представленную так называемыми офиолитами. Еще в начале XX в. немецкий геолог Штейнманн использовал этот старинный термин для обозначения характерной ассоциации магматических и осадочных горных пород, обычно встречающихся вместе, главным образом в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных перидотитов, габбро и диабазов-спилитов. Штейнманн отмечал сонахождение пород офиолитовой ассоциации с радиоляритами. Впоследствии один из пионеров океанской геологии Г. Хесс высказал предположение, что офиолиты — это фрагменты древней океанической коры, и ввел понятие «триада Штейнманна», объединяющее породы офиолитовой ассоциации и радиоляриты в едином разрезе океанической коры. Элементы этой триады: I — серпентинизированные перидотиты и габбро, II — метадолерты и базальты, III — радиоляриты.
Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континентов, т. е. суши, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и отдельных участков внутри океанических бассейнов – микроконтинентов. Тем не менее общая площадь развития континентальной коры меньше, чем океанической, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной коры 35-40 км; она уменьшается к окраинам континентов и в пределах микроконтинентов, но возрастает под горными сооружениями до 70-75 км.
В верхах континентальной коры тоже залегает осадочный слой, но вся остальная часть коры по своему составу, строению и происхождению коренным образом отличается от океанической. Сверху вниз в разрезе континентальной коры выделяются следующие слои:
1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента платформ и осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах горных поясов. Правда, кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, в этих впадинах может быть ближе по своему характеру к океанической, чем к континентальной. В состав осадочного слоя входят различные осадочные породы преимущественно континентального или мелководного морского происхождения, а также, далеко не повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Возрастной диапазон пород осадочного чехла — до 1,7 млрд лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.
2. Верхний слой консолидированной коры выступает на дневную поверхность на щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глубину более 12 км в Кольской скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите и на Балтийском щите в Швеции. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен — главную роль в его сложении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранито-гнейсовым. В фундаменте молодых платформ, имеющем рифейско-палеозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот слой сложен менее сильно метаморфизованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболитовой) породами и содержит меньше гранитов; поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем. Мощность данного слоя коры достигает на платформах 15-20 км и 25-30 км в горных сооружениях; поэтому попытки достигнуть бурением его подошвы, предпринятые в Кольской и Саатлинской сверхглубоких скважинах, оказались безуспешными.
3. Нижний слой консолидированной коры. Первоначально предпо-лагалось, что между двумя слоями консолидированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя – немецкого геофизика — название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существование такой четкой границы; иногда вместо неё сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (К1 и К2) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя. Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно. Исходя из общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что в нижней коре должны преобладать, с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метаморфизма, и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гранулит-базитовым. Это предположение в общем подтверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку — по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора жесткая и хрупкая, нижняя – пластичная.
Принадлежность к коре или мантии низов этого слоя нередко спорна. Есть предположение, что в некоторых районах, в частности под трапповыми полями, кора подстилается продуктами кристаллизации основной магмы, не вышедшей на поверхность.
Между двумя крайними типами земной коры – океаническим и кон-тинентальным – существуют переходные типы.
Один из них – субокеаническая кора – развит вдоль континентальных склонов и подножий и, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Субокеаническая кора представляет собой утоненную до 15–20 км и пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную кору, Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря.
Другой тип переходной коры – субконтиненталъный (термины принадлежат русскому геофизику И. П. Косминской) – образуется в том случае, когда океаническая кора в энсиматических вулканических дугах превращается в континентальную, но еще не достигает полной «зрелости», обладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности.
Поверхность Мохоровичича и верхняя мантия. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продольных волн, известна как поверхность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта граница отвечает переходу от полосчатого комплекса третьего слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизированным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), местами выступающим на поверхность дна, а в скалах Сан-Паулу в Атлантике напротив берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхностью океана. Обычно граница Мохо в океанах несет следы сильной тектонизации и вдоль нее происходят значительные подвижки, срывы коры относительно мантии.
Верхи океанической мантии можно наблюдать местами на суше в перемещенных на нее фрагментах океанической литосферы (офиолитах) мощностью до 8 км в Горном Омане, а в Папуа-Новой Гвинее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами. По мнению некоторых исследователей, в океанах и вулканических дугах сейсмическая граница Мохо не совпадает с петрологической и проходит выше последней, так как полосчатый кумулятивный комплекс низов коры, состоящий в значительной степени из ультрамафитов, по сейсмическим скоростям относится уже к мантии.
На континентах поверхность Мохо недоступна непосредственному изучению, и существуют основания полагать, что здесь переход от коры к мантии носит более сложный характер, тем более что на ряде профилей ГСЗ, в частности на Украинском щите, обнаруживается не одна, а несколько границ М (M1, M2, М3, по В. Б. Соллогубу и А. В. Чекунову), которые интерпретируются как результат перескока поверхности М с одного уровня на другой вследствие фазовых превращений. Тем не менее изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия в основном сложена перидотитами, причем как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже – гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве присутствуют эклогиты, т. е. основные породы глубокометаморфизованные. По предположениям некоторых исследователей, эклогиты могут представлять собой метаморфизованные реликты океанической коры, затащенные в мантию в процессе поддвига этой коры.
Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом компонентов: крем-неземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими так называемыми некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на бṓльшую чем под океанами глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), сменяясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропорции 3:1, названной австралийским ученым А. Е. Рингвудом пиролитом.