Физика Земли

/ &"\ ~,.зо11.4~

«Развuтие инновационных npoфecc1101UIJI6НЫX

i5

"

\

!

компетенции в новой среде обученШI- в11ртуал.ноii среде профессиональноii деJUnельносmи>>

"'> tp

реологиче­

ское тело будет вести себя как жидкость, а для периодов времени t зой) в гидросфере и недрах планеты выделялись лишь 0,18·10 эрг приливной энергии, т.е. порядка

6 % от

её суммарного значения.

95

4.5. СУММАРНОЕ ВЫДFJIЕНИЕ ТЕПЛОВОЙ ЭНЕРГИИ В -.ТВЕРДОЙ• ЗЕМЛЕ

С учётом изложенного, можно определить суммарный эффект выделения тепловой энерmи в недрах -ствёрдой• Земли, который представлен в виде принципиального графика выделения тепло­

вой энерmи по времени

(dEjdt)

(см. рис.

22).

Численные значе­

ния тепловой энерmи, выделившейся в -ствёрдой• Земле, сле­ дующие:

В доrеолоrический (астрономический) этап ........ . В rеолоrический этап ......................................................

Bcero

на rеолоrическом этапе выделилось ............. .

Е.

23·1038 эрr 1,2НОЗВ эрr 38 .Св - 0,43·10 эрr Е, - 0,33·1 ОЗВ эрr LE- 2,05·10ЗВ эрr =

&-

Из графика (рис. 30), следует: 1. Энерmя аккреции проявлялась главным образом в доrеоло­ mческий (астрономический) этап эволюции Земли. Пик

её активности приходится на период 5+4,6·109 лет. Основной результат

этой

энерmи

-

первичный

разогрев

Земного

ве­

щества.

2.

На геолоmческом этапе развития Земли фиксируется два

крупных пика энергетической активности: 4·109 лет (конец ка­ тархея) и 3,0+2,6·104 лет (поздний архей). Первый пик связан, главным образом, с проявлениями энер­ mи приливнога трения, которая способствовала нагреву земных недр до температуры плавления наиболее легкоплавких компо­ нентов недр молодой Земли. С этого момента начался процесс гравитационной дифференциации земного вещества.

Второй пик энергетической активности обязан, вероятно, про­ цессу выделения протоядра Земли, что привело ~ перегреву зем­

ных недр и возбудило явно выраженную общемантийную кон­ векцию вещества.

3. Последующая (начиная с 2,6·109 лет) эволюция выделения

тепловой энергии нашей планеты носит спокойный характер с

явно выраженной тенденцией к её убыванию. К изложенному следует добавить, что рассмотренные источ­ ники эндогенной энерmи Земли, по-видимому, не исчерпывают

весь энергетический арсенал нашей планеты. Так, Ю.М. Пуща­ ровский высказывает мысль о возможности существования в со­

временной мантии самостоятельных энергетических очагов. Их возникновение учёный связывает с эффектом латерального дви­ жения

мантийных

масс,

сопровождающегося

тектоническими

срывами.

Возникают структуры тектонического скучивания и растяже­

ния. В ходе движения масс по срывам, в обстановке мощных 96

.... 1

.....

~

~

S.too 1"1

~

= "': :s:

80

Е:

Cl.

4;1

= 1"1

60

1:111

:s:

i 5

40

i = 20

~

Cl.

~

u

о

-4

-3

-2

-1

о

l

Время, млрд лет

Рве. 30. ПpiiJilUIIIJWIЫI rрафих выделеИИJI эиерrии в ЗеМJJе (без учёта апрециоииой эиерrии): метснА пуиJСТИр - rравитационной; пунктир с двумя точками - рад11оrенной; д;шнный пуиJСТИр. - прнливной; сплошная линия суммарной энерrии Е (пик cкopocnt выделения энерrии на времени 2,6 млрд лет назад соответствует моменту образования земноrо цра) (по Of. Сорохтину, С.А. УшакоtJу, 2002)

стрессов, связанных с силами трения, могут возникнуть закрити­

ческие состояния системы

с разрядкой в виде возникновения

энергетических очагов.

Определённое воздействие на энергетику Земли могут оказы­ вать и галактические силы, влияние которых пока ещё в полной мере не понято и не выяснено.

4.6. ЭНЕРГЕI'ИЧЕСКИЙ БАЛАНС ЗЕМЛИ Из приведённых выше численных оценок величин теплогене­ рации

в

земных

недрах

следует,

что

на

геологической

ста­

дии развития Земли в ней выделилось 2,05·1 038 эрг тепловой энергии.

Эта

энергия

расходовалась

на

тепловое

излучение,

на

производство геологических процессов и на поддержание земных

недр в горячем состоянии. Тогда энергетический баланс Земли

(,L Е)

можно записать в виде

где Q - суммарный тепловой поток через земную поверхность (теплопотери Земли); Етм.п - энергия тектонамагматических про­ цессов.

Суммарные теплопотери Земли в течение её геологической истории за счёт теплового излучения О.Г. Сорохтин оценивает

как (1+1,3)·10 38 эрг.

Энергия тектонамагматических процессов, развивавшихся на поверхности Земли, складывается из выплавления континен­ тальной коры, деформации литосферных плит в зонах субдукции

и излияния базальтовых лав в рифтовых зонах Мирового океана (т.е. формирования океанической коры). По оценке О.Г. Сарах­ тина, за всю геологическую историю Земли на тектономаг­ 38

матические процессы было затрачено 0,04·10 лопотери

и

теплозатраты

на

эрг. В сумме теп­

тектономаrматическую.

деятель­

ность Земли составляют в пределах 1,34·1 038 эрг, что сущест­ венно

меньше

суммарного

энерговыделения

в

земных

недрах

(2,05·10 38 эрг.). Это говорит о том, что энергии Земли вполне достаточно на все энергетические затраты.

Выделение эндогенной энергии Земли было крайне неравно­ мерно во времени. Из принципиального графика выделения теп­ ловой энергии (см. рис. 30) следует, что её наиболее заметный

98

максимум приходится на поздний архей. Недра Земли в то время

были существенно перегреты. Генерация эндогенной энергии почти в

30 раз превышала

её современный уровень. По оценкам учёных, с того времени не­ дра нашей планеты постепенно остывали, и температура мантии снизилась более чем на 100 ос (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков,

1991). Прогнозируется, что со временем генерация тепловой энергии в недрах будет постепенно уменьшаться, главным образом, за счёт снижения энергии гравитационной дифференциации. При­

мерно через 1,5+2·109 лет процесс расслоения земных недр за­

вершится и теплопотери Земли значительно превысят уровень генерации земного тепла. Земля постепенно остынет, наступит ~тепловая смерть• планеты, а с нею практически прекратятся и тектономагматические процессы.

Контрольные вопросы

1. 2. 3.

Персчислите основные энергетические источники Земли. Что понимается под энергией аккреции? Охарактеризуйте её. Постройте качественный график про­

явления энергии аккреции во времени.

Каков геологический результат энергии аккреции? В чём выражается энергия гравитационной дифференциа­ ции? Численное её значение. 6. Постройте график распределения скорости выделения энер­ гии гравитационной дифференциации во времени. С чем связан максимум проявления этой энергии в позднем архее? 7. Каков геологический результат энергии гравитационной дифференциации? 8. Охарактеризуйте энергию радиоактивного расnада. Её вклад

4. 5.

в термику Земли.

9. Гиnотеза 10. Какие

Протолуны. Её основные положения. есть доказательства ранней дифференциации

Луны?

11. 12.

Что объясняет эта гипотеза? Каково влияние на термику Земли её взаимодействия с

Луной (в ранний nериод развития Земли, в наше время)?

13. Приведите график скорости выделения в Земле nрилив­ ной энергии. 14. Каков вклад в термику Земли энергии nриливноrо тре­ ния? 15. Чему равно суммарное выделение тепловой энергии в •твёрдой• Земле? 4•

99

16.

Приведите по памяти принципиальный график выделения

различных видов энергии в Земле. Поясните его. С какими со­

бытиями связаны пики энергетической активности? 17. Какие ещё энергетические источники могут быть у Земли? 18. Энергетический баланс Земли.

19. ~(остаточно ли внутренней энергии Земли для •производ­ ства• тектономаrматических процессов?

•

Раздел

11

ГЛОБАЛЬНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЗЕМЛИ

Глава

5

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ПЕРБИЧНОЙ (МОЛОДОЙ) ЗЕМЛИ Главной задачей второго раздела настоящего учебника явля­ ется рассмотрение глобальной эволюции Земли. Современная Земля представляет собой расслоенную по физическим свойст­ вам планету, что является результатом её длительной эволюции. С целью более правильного понимания тех физических процес­ сов, которые привели к такому результату, целесообразно изу­ чить исходное состояние нашей планеты, т.е. состав и строение

первичной (молодой) Земли. При оценке состава и строения первичной (молодой) Земли

обычно исходят из современных космогонических представлений о её происхождении из протопланетного газопылевого облака путём холодной аккреции. Учитывая принципиальную важность этого постулата для рассмотрения дальнейшей эволюции Земли целесообразно уделить ему некоторое внимание.

5.1. СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ

И СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ Разработке основных положений этой проблемы посвящены многие труды выдающихся отечественных и зарубежных учёных (О.Ю. Шмидта, В.С. Сафронова, И.С. Шкловского, А. Аллера,

Г.А. Аррениуса, Р. Тейлера, У. Кауфмана и др.). Считается, что •колыбелью• будущего Солнца и планет Солнечной системы явилось исходное rазопылевое протопланетное облако, которое образовалось из межзвёздного газа и скопления железо­ силикатной пыли нашей Галактики. Подобные облака широко распространены

во

Вселенной,

но

остаётся

неясным

каким

образом в их составе оказались все химические элементы табли­ цы Менделеева и что послужило толчком для начала конденса­

ции

газа

и

пыли

в

протосолнечную

туманность?

На

этот

счёт высказываются два мнения. Первое предусматривает эволю-

103

ционный

путь

развития

событий:

постепенное

сжатие

ма­

терии под влиянием гравитационных сил и её последующее пре­

образование в молодые звёзды типа Солнца с протопланетным диском вокруг. Реальность этого сценария подтверждается ас­

трономическими наблюдениями. В частности, обнаружены моло­ дые звёзды типа Т-Таури с ещё не успевшим рассеяться сгуще­

нием газа и пыли. Недавно были открыты пульсары (например, PSR 1829-10, PSR 1257+12 и др.) с планетными системами, вра­ щающимися вокруг них. Изложенный путь эволюции газопыле­

вого облака не вполне чётко объясняет происхождение разнооб­ разных химических элементов. Приходится допускать, что все они уже содержалисЪ в первичном протопланетном облаке (небуле).

В последние годы было установлено, что первичное газопыле­ вое облако было •загрязнено• различными элементами, посту­ пившими в него извне. Для объяснения этого факта приходится допустить возможность •вброса• чужеродной материи в первич­ ную небулу при взрыве некой сверхновой звезды, располагав­ шейся в окрестностях будущей Солнечной системы. Появляется, таким образом, второй, катастрофический, сценарий эволюции протопланетного облака. Доказательством ранних катастроф яв­ ляется

нахождение

в

метеоритах

следов

распада

короткоживущих изотопов таких элементов, как

244

некоторых

Pu,

129

1и

26

из

Al,

не свойственных первичному протопланетному облаку. Да и происхождение самого вещества протопланетных облаков объяс­ няется

взрывами

крупных

звёзд,

масса

которых

многократно

превышала массу Солнца, с последующим разбросом материи, что

и

приводило

к

формированию

межзвёздных газопылевых

облаков. В действительности, вероятно, при возникновении и эволю­

ции протопланетных облаков проявились как эволюционные, так и катастрофические (революционные) процессы. Подобные обла­ ка широко распространены в космосе. В частности, они состав­ ляют так называемый Млечный путь нашей Галактики. Вещество

первичных облаков обычно находится в холодном дисперсном состоянии (температурой порядка

-220

°С) и содержит в основ­

ном летучие компоненты: преимущественно водород, а также ге­

лий, азот, кислород, пары воды, метан, углерод. Присутствует и твёрдый пылевИдный материал микронных размеров: оксиды кремния, магния, железа.

Первичное протопланетное облако - ирародитель будущей Солнечной системы было, вероятно, довольно однообразным по составу и слабо дифференцированным. Первое утверждение ос­ паривается.

На основе изучения изотопов

таких элементов, как

104

кислорода, а также

Mg, Si, Са, Ва, Sr, Ti, Ag, Nd, Sm, делаются

выводы о том, что досолвечное облако могло быть и неоднород­ ным по составу.

Образование газапылевых облаков обычно происходит за счёт сгущения преимущественно атомов водорода. Установлено, что

нормальная плотность газа в Галактике в межзвёздном простран­

стве составляет примерно О, 1 атома водорода в 1 см 3, тогда как в подобных газапылевых облаках плотность достигает

1000 атомов

водорода на 1 см 3 • В системе нашей Галактики газапылевых об­

лаков, как уже указывалось, великое множество. В поперечнике

они составляют обычно несколько световых лет·, размеры же Га­

лактики 160 тыс. пареекав (15·10 17 км).

Межзвёздные облака обычно испытывают медленное враще­ ние и находятся в состоянии, близком к равновесию. Движение вещества в облаке напоминает турбулентное, хаотическое пере­ мещение материи. Если же облако становится достаточно боль­ шим и плотным, то оно оказывается неустойчивым: в нем прева­

лирует тяготение, и облако начинает сжиматься. Американский ученый Л. Спитцер показал, что если масса облака в 10+20 тысяч

раз больше солнечной массы (масса Солнца равна 1,1991·1033 т), а плотность его превышает 20 атомjсм3 , то под действием собст­

венной массы облако начинает самопроизвольно сжиматься. На­ рушение равновесия в первичном газапылевом облаке может произойти также и при поиижении температуры газа, состав­ ляющего 99 % его массы. Столкновение молекул газа с пылин­ ками приводит к nередаче энергии и ero охлаждению. Толчком к началу nроцесса самопроизвольного сжатия могли послужить и

ударные волны от взрывов сверхновых звёзд.

Самопроизвольное гравитационное сжатие облака - коллапс приводит к образованию сгущения, включающего до 99 % всей массы первичного облака. Вещество уплотняется до состояния вещества звёзд. Одновременно возрастает его внутренняя темпе­

ратура. Теnловое движение атомов становится всё быстрее, и при столкновении друг с другом они обнаруживают тенденцию к слиянию. Возникают термоядерные реакции, общим результатом которых являются иревращение водорода в гелий и выделение огромного количества энергии.

По-видимому, в результате термоядерного взрыва и возникло

Протосолнце. Вещество, выброшенное при этом, образовало во­ круг него широкое, постепенно уплощавшееся газовое плазмен­

ное облако, своеобразную туманность в виде диска с температу­ рой несколько миллионов градусов Цельсия. Из этого протопла"Световой rод - это расстояние, которое прохо~ луч света, идущий со ско­

ростью около 300 тыс. км/с за rод, равное 9,46·10 1 км; 3,263 свеrовых rода со­ ставляют

1 парсек.

105

нетиого облака в дальнейшем возникли планеты, кометы, асте­ роиды и другие тела Солнечной системы.

В начальные этапы освобождение термоядерной энергии шло довольно быстро и компенсировало потери тепла на излучение с поверхности Протосолнца. Температура в его недрах была доста­ точно

высока для поддержания давления газа на таком уровне,

чтобы уравновесить гравитационные силы, сжимающие Прото­ солнце. Со временем сжатие прекратилось, и Солнце стало та­ ким, каким наблюдаем мы его и по сей день. После этого оно изменилось очень мало, разве что несколько уменьшилось в раз­

мерах. По последним данным, диаметр нашего светила ежегодно уменьшается на 13 с лишним километров. По мнению ряда ас­ трономов,

Солнца.

процесс

сжатия

чередуется

с

процессом

расширения

Образование Протосолнца и протопланетного облака

вокруг него произошло, вероятно, около 5 млрд лет назад. Через несколько сотен миллионов лет газообразное вещество протопла­

нетного

облака остыло. При поиижении температуры до ос из горячего пара конденсировались наиболее ту­

5000+ 10000

гоплавкие элементы

-

вольфрам, титан, гафний, ниобий, молиб­

ден, платина, цирконий и их оксиды. По мере дальнейшего ох­

лаждения, которое продолжалось миллионы лет, в облаке появи­ лись пылевидные твёрдые частицы, и раскаленное газовое облако вновь

возвратилось к относительно холодному газапылевому со­

стоянию.

Бурные процессы, протекавшие на поверхности Протосолнца,

приводили к выбросу электрически заряженного вещества, кото­ рое двигалось вдоль силовых линий магнитного поля быстро вращавшегося Протосолнца, унося с собой значительный удель­ ный вращательный момент и передавая его протопланетному об­ лаку, которое также начало вращаться, обусловливая тем самым вращение позднее Образовавшихея планет. Протопланетное облако с течением времени постепенно теря­ ло энергию в результате столкновения •пылинок• (метеоритных частиц), происходило его уплощение, движение вещества упоря­

дочивалось, становилось более правильным, близким к кругово­ му. Постепенно вокруг молодого Солнца в результате конденса­

ции пылевидного вещества образовался широкий кольцеобраз­ ный диск, который в дальнейшем распался на холодные рои твёрдых частиц и газа. Из внутренних частей газапылевого диска возникли планеты типа Земля, состоящие в основном из туго­

плавких элементов, а из периферических частей диска

-

большие

планеты, богатые лёrкими газами, летучими элементами; в самой же внешней зоне образовалось огромное количество комет. Та­ ким образом, ещё до начала процесса формирования самих пла­

нет, исходное nротопланетное rаэопылевое облако оказалось уже

106

существенно дифференцированным. Это подтверждается совре­ менным расположением различного типа планет вокруг Солнца: чем дальше от него планета, тем она менее плотная. Так, средняя

плотность (гjсм 3 ) Меркурия - 5,54; Венеры - 5,24; Земли вместе

с Луной - 5,49; Марса - 3,94; Юпитера - 1,33; Сатурна - 0,67; Урана - 1,3; Нептуна - 1,67. Этим же объясняют сравнительно малый удельный вес атмосферы и гидросферы на Земле - всего

2,4·1 0-4 % от массы планеты; обеднённость вещества Земли пер­

вичными благородными газами, гидросиликатами, серой и её со­ единениями и т.д. В то же время внешние планеты обладают массивными газовыми оболочками, их спутники покрыты мощ­ ными

панцирями

водяного

льда,

серы

и другими

отвердевшими

или сжиженными газами (С0 2 , СН 4 , NH 3 и др.). Дальнейшая эволюция будущих планет происходила, по мне­ нию советского академика А.П. Виноградова, путём собирания, аккреции видных

космического

частиц

до

вещества

огромных

различного

космических

размера

тел,

от

пыле­

получивших

на­

звание планетозималей. Постепенное повышение плотности ве­ щества в протопланетном облаке резко увеличивало вероятность столкновения и слипания частиц. Стали появляться первые, ещё

очень рыхлые и мелкие комки вещества, напоминавшие собой грязный снег. Последующее уплотнение этих комков способство­ вало их росту и трансформации в более крупные зародыши бу­ дущих планет

-

планетазималей с поперечниками в несколько

километров. Наиболее крупные из них приобретали собственные заметные гравитационные поля, что увеличивало эффективность

захвата ими мелких тел и частиц протопланетного вещества. В конце

концов,

из роя

мелкиХ кучностей

возникли зародыши

планет, а потом и протопланеты. Расчёты В.С. Сафронова пока­ зывают, что рост Протоземли и её превращение в планету про­ должался не менее

100

млн лет и проходил вначале в ускорен­

ном режиме аккреции (быстрая аккреция), а затем, по мере не­ черпания запасов твёрдого вещества в околоземном рое, замед­

лился. Процесс аккреции продолжается и поныне. Исследования отечественных учёных А.В. Иванова и К.П. Флоренского показа­

ли, что сейчас ежегодно на Землю выпадает 2+5·1 06 т космиче­ ского вещества в виде чёрных магнитных шариков и мелкодис­ персного материала. Изучая содержание таких веществ в древних

соленосных отложениях, эти учёные установили, что скорость

выпадения материала из космоса была постоянной, по крайней мере, последние 500+600 млн лет. По другим данным эти цифры несколько иные. Американский исследователь Ф. Сиигер счита­ ет,

что

ежесуточно

Земля

приращивает

массу

в

среднем

на

т за счёт выпадения космической пыли преимущественно •каменного• состава. Однако в начальные периоды формирова-

1250

107

ния Протоземли скорость этих процессов была, вероятно, на не­ сколько порядков выше.

Аккреция протопланет могла проходить по двум основным сценариям: гомогенная аккреция и гетерогенная аккреция. Пер­

вый сценарий предусматривает образование планет из однород­ ного, недифференцированного вещества, поэтому и планеты в момент своего •рождения• представляют недифференцированные

тела. Гетерогенная аккреция допускает вначале образование ядра Земли в результате слипания железистых частиц и метеоритов, затем формирование вокруг него мантии за счёт падения камен­ ных метеоритов,

а далее

и земной

коры,

которая по

составу

близка к уrлистым хондритам. Был предложен компромиссный вариант, согласно которому вначале образавывались внутреннее железо - никелевое ядро Земли, а остальные оболочки, включая и внешнее ядро, являются уже продуктом последующей диффе­

ренциации первично гомогенного вещества Земли.

Сценарий гомогенной аккреции представляется более предпочтительным. В противном случае необходимо допускать вы~окую концентрацию железных частиц именно в том районе

протопланетного облака, где происходило формирование Земли, что выглядит довольно искусственно. Кроме того, изначально раздифференцированная Земля делает ненужной последующую дифференциацию её недр. Исключает выделение при этом энергии гравитационной дифференциации, которая является ос­ новным энергетическим источником нашей nланеты. Если

бы Земля уже в самом начале своего развития была разделена на ядро, мантию и кору, то, по сути дела, не должно было бы происходить её дальнейшей эволюции, не было бы тектоно­ магматических процессов, которые протекают сейчас на нашей планете и протекали на протяжении всей предшествующей геологической истории. С учётом сказанного, в дальнейшем мы будем придерживаться модели гомогенной аккреции, хотя нельзя полностью исключать обогащение ранних порций аккре­ тирующего вещества более тяжёлыми, металлическими компо­ нентами.

Конечным результатом преобразования протопланетного об­ лака явилось оформление Солнечной системы с Солнцем в её центре и протопланетами, в том числе и Протоземлей. Аккреци­ онные процессы приводили не только к уплотнению Протоземли,

но и к её первичному нагреву, что также способствовало уплот­ нению вещества. Постепенно рыхлые протопланетные кучности

оформились в твёрдые планеты Солнечной системы. Их распо­ ложение от Солнца было предопределено, как уже указывалось,

изначальной дифференциацией родительского газапылевого об­ лака.

108

•Рождение• Земли, как планеты Солнечной системы, про­ изошло порядка 4,6 млрд лет назад. В соответствии с припятой нами моделью гомогенной аккреции, вначале она представляла

собой относительно холодное, практически не дифференциро­ ванное космическое тело.

5.2. СОСТАВ ПЕРБИЧНОЙ ЗЕМЛИ Исходя из вышеизложенных представлений о происхождении Земли, можно предположить, что состав первичной Земли был сравнительно однородным. Более предметно о нём можно судить, используя

следующие

данные:

теоретический

расчёт

среднего

состава Земли по главным породообразующим оксидам и эле­ ментам, состав метеоритов и состав древних земных nород, обра­ зование которых происходило до того, как вещество Земли про­

шло значительную дифференциацию.

Одним из первых, кто теоретически путём подсчётов среднего содержания элементов определил исходное вещество Земли был отечественный учёный-геохимик, академик А.Е. Ферсман. Он считал,

что

в

составе

вещества

нашей

планеты

содержится

железа,

37+40 %

27+28 % кислорода, 14,5 % кремния, 8+11 % 3 % никеля. Остальные элементы играют незна­

магния и около

чительную роль в составе земного материала.

Более современные данные по расчётному составу первичного вещества Земли в сравнении с составом её современной мантии

-

и составом углистых хондритов

наименее дифференцирован­

ных метеоритов, примимаемых за эталон среднего состава прото­

планетного вещества, приведены в табл. 3. Как видно из данных (см. табл. 3), первичное вещество Земли представляло собой резко выраженную ультраосновную породу с низким

коэффициентом насыщенности кремнезёмом и относи­

тельно

высоким

Это

содержанием

предположение

двухвалентного

подтверждается

составом

оксида

древних

железа.

пород

Земли. Так, в ультраосновных и основных породах архея обычно наблюдается повышенное содержание FeO, в древних базальтах Гренландии

Гнейсы,

(остров

возраст

Диско)

которых

встречается

порядка

составляет

и до 13 % Fe. Сумма -37 % , что близко к той оценке

железа

его

24 % FeO и

оксидов

в

земном

самородное

железо.

3,5· t 09 лет содержат до этих соединений (Fe·FeO) среднего содержания

веществе,

которую

дал

в

своё время академик А.Е. Ферсман. Первичное вещество Земли должно

было характеризоваться

катным составом. Примерно на

резко

75 %

ном в пропорции (Mgo, 62 Feo,зв)2Si04, на

выраженным

ортасили­

оно было сложено оливи­

11 % -

остальными сили-

109

Таблица

3

Состав совремеююй мантии и первичноrо вещества Земл:и (O.r. Сорохтин, С.А. Ушаков, 1991) Состав современной манmи Оксиды

Пиролитовая модель (Ring-

Лерцолнтовая модель (Дмитриев, 1973)

45,16 0,71 3,54 0,46 8,04 0,14 37,49 3,08 0,57 0,13 0,43

45,7 0,2 3,7 8,2

wood, 1966)

Si02 Ti02

АI2Оз

Fе2Оз

FeO MnO MgO Са О

Na20

К2О Сr2Оз

Земли по лерцолитовой модели

стых хондритов

31,11 0,14 . 2,56

33,0 0,11 2,53

23,81

22,0 0,24 23,0 2,32 0,72

-

-

О,о7

26,14 1,57 0,16 0,02 0,27

-

0,20 -

Сумма

Средний состав угли-

{ 0,1 38,4 2,3 0,3 0,1 0,4

-

P20s NIO FeS Fe Ni

Расчетвый состав первичного вещества

-

0,49 0,38

-

-

0,1 -

-

-

0,07 0,55 13,21 0,20

99,95

99,5

99,88

-

13,6

98,39

-

катами и на 13,8 % - камаситом (разновидность самородного же­ леза состава Feo,9Ni 0,,). Судя по приведённым данным (см. табл. 3), можно также предполагать, что относительно среднего состава планет и метео­

ритов Солнечной системы Земля несколько обогащена железом и его оксидами (примерно на 50+60 %), существенно обеднена се­ рой (в 10 раз), калием (приблизительно в ·4+5 раз) и другими подвижными элементами, но характеризуется почти средним для

Солнечной системы обилием кислорода (по отношению к крем­ нию). Данные (см. табл. 3) указывают также на то, что первич­ ное

земное

вещество

по

сравнению

со средним составом

прото­

планетного облака (углекислых хондритов первого типа) обедне­ но водой в 200+250 раз; углеродом приблизительно в 1000 раз. Такие же соединения, как метан или аммиак, по-видимому, были практически полностью выметены из области формирования планет земной груnпы и поэтому вообще не попали на Землю. Дефицит благородных газов на земле, по Б.

достигает

Мэйсону (1971), 10-6+10- 14 • Все эти элементы и соединения в неболь­

ших количествах все же могли попадать на Землю, но только в связанном состоянии - вода с гидросиликатами, углекислый газ в виде карбонатов, азот - в составе нитридов и нитратов и

т.д.

110

и

лишь

ничтожные

количества

первичных

газов,

в

том

числе и благородных, поверхностях

рыхлых

попадали на Землю, адсорбируясь на и

пористых

частиц

исходного

протопла­

нетного вещества.

5.3. СТРОЕНИЕ ПЕРБИЧНОЙ ЗЕМЛИ Как указывалось выше, на строение первичной Земли сущест­ вуют, как минимум, две точки зрения. Первая утверждает, что

уже молодая Земля была довольно быстро расслоена на ядро, мантию

и кору;

-

вторая

доказывает первоначальную гомоген­

ность земного вещества, а его дифференциация происходила на

протяжении всей геологической истории планеты и этот процесс продолжается до сих пор, и будет продолжаться ещё многие миллионы лет. В пользу второй точки зрения, которую развива­ ют О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков и другие, нами выше уже были высказаны некоторые доводы. В дальнейшем приведён ещё ряд,

на наш взгляд, убедительных доказательств. Это даёт основание в последующих разделах учебника придерживаться, главным об­ разом, этой модели первичной Земли, хотя полностью исключать возможность раннего подразделения недр земного шара на подо­

бие современных оболочек было бы не совсем корректно. В

соответствии

С.А. Ушакова ся

исходя

с

Представлениями

(1991, 2002),

из её

О.Г.

Сорохтина

и

строение первичной Земли выводит­

первоначальной

химической

однородности,

а

также из лабораторных данных по ударному сжатию силикатов, железа и его оксидов. На основании этого рассчитано распреде­ ление плотности и температуры в недрах нашей Земли. Эти па­ раметры приведены в табл. 4. Как видно из приведённых расчётных данных, в первичной

Земле не было никаких границ раздела, кроме зон фазовых пере­ ходов в слое Голицына (в переходнам слое С) на глубинах от 300 до 700 км. На Земле ещё не существовало ни земной коры, ни мантии, ни ядра. Однородная по составу Земля была расчле­ нена

на зоны

полиморфными

минеральными

ассоциациями

в

зависимости от господствующих на данных глубинах давлений. Плотность вещества на поверхности молодой Земли достигала

3,9+4,0 гjсм 3 , а к центру повышалась до 7,2 гjсм 3 (рис. 31). Ра­

диус молодой Земли, по-видимому, слабо отличался от совре­

менной его величины R

=

6,37·108 см.

Поверхностные слои нашей планеты практически в течение всего периода её формирования состояли из мелкопористого ре­

голита, постоянно возникавшего за счёт оседания тонкодисперс­ ной пыли и испарявшегося при ударных взрывах вещества, па­

давших

на

Землю планетозималей.

Сорбционная способность

111

Таблица

4

Распределение плоmоС'ПI в современной и первичиой Земле (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков, 1991) Глубина, км о

200 400 400 650 650 900 900 1000 1400 1800 2200 2600 2900 2900 3000 3500 4000 4500 5000 5120 5120 5500 6000 6371

Современная Земля

Первичная Земля

р, r/см 3

Т, К

р, rjcм 3

Т, К

3,30 3,47 3,64 3,80 4,04 4,20 4,44 4,52 4,60 4,83 5,05 5,26 5,46 5,60 9,48 9,67 10,27 10,76 11,12 11,42 11,48 13,86 14,11 14,30 14,38

288 1670 1800 1890 2020 2110 2220 2270 2300 2440 2550 2650 2750 2820

3,91 4,18 4,44 4,66 4,96 5,06 5,25 5,32 5,40 5,69 5,93 6,15 6,35 6,48

255 1320 1500 1610 1610

2900 3180 3410 3590 3720 3740

6,52 6,70 6,84 6,97 7,07 7,09

1110

3810 3870 3880

7,13 7,17 7,18

800 790 780

-

-

-

-

-

1600 1580 1490 1390 1290 1190 1120

-

990

900 860 820 815

-

такого грунта (реголита) была исключительно высокой и он, без­ условно, активно поглощал собой все те остатки летучих компо­ нентов,

которые выделялись при взрывах планетазималей или

захватывались растущей Землей из протопланетного облака. Из приведённых теоретических соображений и расчётов выте­ кает вывод: первичная Земля не имела ни гидросферы, ни на­

стоящей атмосферы. В те периоды молодая Земля могла обла­ дать лишь разряженной атмосферой из благородных газов, может быть только со следами азота, а суммарное давление такой при­ 5

митивной

0,011+0,015 1991).

атмосферы

не

превышало

(1,5+2)·10-

атм

или

мм ртутного столба (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков,

Распределение температуры в первичной Земле можно оце­ нить лишь теоретически, исходя из имеющихся представлений о формировании планет Солнечной системы. Такую, по-видимому,

наиболее вероятную оценку для рассмотренной выше модели образования Земли благодаря аккреции холодного rазопылевого облака выполнил В.С. Сафронов (1969). По этой модели большая часть тепловой энергии растущей 112

16

Ponan

/

..&- :::::--

о

1000

---

2000

-u

~

3000

ti'МЛИ

Рп.,nа

4000

5000

t..МJJИ

6000

Глубина, км Рис. 31. Припятое распределеЮtе плоmости в совремеЮtой и первичиой Земле (по О.Г. Сорохтину, С.А. Уша"ову, 2002)

Земли генерировалась в её недрах за счёт перехода в тепло кине­ тической энергии падавших на земную поверхность планетози­ малей. Помимо этого, важный вклад в энергетику и тепловой режим растущей и молодой Земли должны были вносить её при­ ливные взаимодействия с Протолуной. В соответствии с Представлениями В.С. Сафронова, как уже упоминалось, процесс формирования Земли за счёт механизма аккреции происходил на протяжении не менее 100 млн лет и поэтому её недра вначале повсеместно оставались холоднее тем­

пературы плавления земного вещества. По В.С. Сафронову, мак­ симальная температура первичной Земли до -1600 К достигалась на глубинах в пределах 1000 км, а к центру она вновь снижалась до

К (рис. 32). Имеются и иные суждения по поводу нагрева первичной Земли. Как уже указывалось, допускается, что уже в самой на­

-800

чальной

стадии

развития

наша планета за счёт аккреционных

процессов могла быть раскалена вплоть до образования •магма­ тического океана• на поверхности. Однако приведённые выше данные (см. главу 4), а именно: обнаружение в Западной Австра­

лии обломков цирконов с возрастом 4,4·1 09 лет, указывающих на существование в то время седиментационных процессов

в при­

сутствии водных бассейнов; существование древнейших пород,

осаждённых из воды (железистые и карбонатные образования Гренландии), остатков строматолитов, пиллоу-базальтов; нахож­ дение древних кораллов возрастом

3,4

млрд лет, позволяют ут113

1800 1600 1400

~

.....

/'

/-..., ......

f'/

1200 &

~ 1000

v

'·

3"' ----"·.......---

-.......

....

C!l

g.

800

~

600 400

= ::1:

.....

·--·-·-·- ·---.!.

200 о

1000

2000

3000

4000

5000

6000

Глубина, км Рис. 32. Температура молодой Земли: 1 и 2 - предельные распределения начальной температуры Земли: 1 - по В.С. Сафронову (1969) с учётом ударов тел разных размеров, но в начале мелких,

а затем и более крупных;

2-

по А.В. Витязеву и др.

(1990)

с учётом ударов круп­

ных тел в начале nроцесса аккреции Земли; 3 - припятое распределение начальной температуры Земли, учитывающее как ударное нагревание планеты, так и её приливпае разоrревание при захвате и разрущении Протолуны (О.Г. Со­ рохтин, А.С. Ушаков, 2002)

верждать, что древние водные бассейны существовали на Земле

уже в интервале 3,8+4,2·109 лет. Всё это не соотносится с пред­

ставлениями о раннем частичном плавлении вещества нашей планеты. Поэтому •холодная• модель молодой Земли представ­ ляется более правдоподобной. Тектоническая активность в самые начальные периоды жизни

Земли (первые 400+600 млн лет) носила, вероятно, малозамет­ ный, скрытый характер. В основном она заключалась в сотрясе­

нии земной поверхности падающими планетозималями с образо­ ванием кратеров, на короткое время заполнявшихся расплавлен­

ной лавой. Частые и разрушительные землетрясения, как следст­

вие

интенсивных

приливных

деформаций,

дезинтеrрировали

первичный рельеф планеты, сглаживая его и иревращая породы в

мелкодисперсный реголит. По представлению О.Г. Сорохтина, ландшафт молодой Земли напоминал суровую и холодную пус­

тыню с чёрным небом и слабо греющим Солнцем. Напротив, Лу­ на, которая в то время была гораздо ближе к Земле, ещё не ус­ пела остыть и излучала свою тепловую энергию в красной и ин­ фракрасной частях спектра, заметно обогревая земную по­ верхность.

114

Контрольные вопросы

1. Изложите современные представления о происхождении

Земли и Солнечной системы. 2. Какие факты кладутся в основу представлений о составе первичной Земли?

3.

Характерные отличительные черты химического состава

первичной Земли?

4.

Как рассчитывается строение первичной Земли? Каково

оно?

5. Приведите график изменения плотности в первичной и со­ временной Земле.

6.

Приведите график изменения температуры в первичной и

современной Земле.

7.

Сформулируйте основные выводы по составу и строению

первичной Земли.

8.

Знаете ли Вы альтернативные представления о строении

первичной Земли? Какие?

9. Какие доводы можно привести в пользу идеи раннего су­ ществования на Земле водных бассейнов?

Глава

6

ФОРМИРОВАНИЕ ЗЕМНОГО ЯДРА Процесс формирования Земного ядра подразумевает изучение механизма выделения, роста ядра и процессов, происходивших в

нём. Ядро Земли наименее известная нам геосфера, поэтому все

суждения о его составе, строении, и тем более, геологической эволюции носят весьма неоднозначный характер. Как указыва­ лось, на происхождение земного ядра имеется две основные точ­

ки зрения: ядро могло образоваться уже во время гетерогенной аккреции; ядро возникло позже •рождения• самой Земли в ре­ зультате последующей дифференциации земного вещества. Со­ гласно приведённым в главе 5 доводам, мы примимаем для рас­ смотрения второй сценарий. В соответствии с ним, исходная по­ зиция, которая положена нами в основу дальнейшего изложения, заключается в следующем:

- первичная Земля (4,6·10 9 лет назад) представляла собой го­

могенное, nрактически недифференцированное тело, относитель­ но холодное, т.е. темnература в его недрах тогда не nревышала

темnературы плавления nервичиоrо вещества Земли;

HS

-

состав

первичного

содержанием железа

земного

( -13 %)

материала

отличался

и оксида железа

высоким

( -24 %).

Это означает, что в первичной Земле не было •железного• ядра, как у современной. Поэтому первый вопрос, на который

необходимо дать ответ: каков возможный механизм выделения земного ядра и когда это могло произойти?

ВОЗМОЖНЫЕ МЕХАНИЗМЫ ВЫДЕЛЕНИЯ

6.1.

ЗЕМНОГО ЯДРА

Рассмотрим два основных подхода к решению этой пробле­ мы

-

это раннее выделение ядра, т.е. практически сразу же после

образования Земли; и позднее, спустя сотни миллионов лет по­ сле возникновения планеты.

Сторонники первого подхода считают, что выделение ядра могло начаться уже на протопланетной стадии Земли и завер­

шится вскоре после её образования. В качестве возможного ме­ ханизма

рассматривается

процесс

стекания

капель

железосодер­

жащих соединений и чистого железа (т.е. •ядерного• вещества) из мантии в центральные сферы нашей планеты (механизм пер­ коляции). Процесс •стекания• можно представить себе как не­ кий седиментационный процесс, т.е. осаждение тяжёлого компо­

нента из раствора под действием силы тяжести. Седиментацион­

ное расслоение Земли могло происходить либо в её твёрдом со­ стоянии, либо в жидком. Время седиментационного расслоения

где Н..

-

(tc)

можно оценить как

толщина мантии; Vc - скорость седиментации.

Скорость седиментации находится из уравнения Стокеа

r - радиус плотностной неоднородности ( •капли• ); g - уско­ - разность плотности •ядерного• веще­

где

рение силы тяжести; др

ства и средней плотности вещества молодой Земли; fJи

-

вяз­

кость первичного земного материала (для облегчения задачи примем её равной средней вязкости современной мантии, т.е. n.... -

1023 П).

Пусть

мерно на 116

r

=

1

км, а др

- 5

гfсм

3

,

тогда

te - 10

14.

лет, что при-

105 раз превышает возраст самой Земли. Если же при-

нять размеры плотностных неоднородностей в несколько санти­ 24 метров, то = 10 лет.

tc

Кроме того, вязкость вещества молодой Земли, по данным О.Г. Сарахтина (2007), колебалась в пределах от 1027 до 1040 П, что практически исключает какое-либо движение частиц в столь плотной среде.

Более реален механизм раннего выделения ядра, если допус­ тить, что весь земной шар был расплавлен. В жидком состоянии гравитационное расслоение могло произойти очень быстро, по геологическим меркам

-

мгновенно.

Однако если бы молодая Земля была полностью расnлавлена, то вместе с •ядерным• веществом в ядро стекли бы и другие тя­ жёлые элементы, наnример, свинец. Приведённые в главе 4 дан­

ные (см. табл. 2) показывают, что в nородах Земли (в отличие от Луны) в большом количестве сохранился стабильный изотоп

свинца

204

РЬ, который неминуемо оказался бы вынесен в ядро

при жидком расслоении земного вещества.

Другим доказательством того, что Земля не была расnлавлен­ ной планетой является то, что в условиях высоких давлений в центре Земли температура плавления силикатов достигает мно­ гих тысяч градусов. Так, экспериментальные исследования Р. Бё­ лера

с

исnользованием

алмазных

ячеек

в

npeccax

и

разогрева

образцов лазерными лучами, nоказали, что температура nлавле­ ния энстатита (Mg, Fe}SiOз- распространённого минерала ниж­ ней мантии, находящегося в структуре перовскита, nри давлени­ ях, соответствующих границе мантии-ядро, составляет от 7000 до 8500 К В ядре же, где давление возрастает, температура плав­

ления силикатов должна бы быть ещё больше ( -1 0+ 11·1 03 К).

Современная же температура на этих глубинах земных недр не превышает 4000+5000 К. Возраст самых древних изверженных

пород составляет 3,8·104 лет, что говорит о nоявлении nервых расnлавов только позже 4·10 9 лет. Кроме того, в главе 4 приводи­ лись доводы, доказывающие существование водных бассейнов на

поверхности молодой Земли, чего не могло бы быть, если при­ нять модель изначально расплавленной планеты. Сказанное nо­ зволяет предnолагать реальность того, что выделение ядра долж­

но было бы nроисходить без nлавления силикатного вещества мантии и сnустя сравнительно большой отрезок времени (nри­ мерно 600 млн лет) nосле возникновения Земли. Основываясь на исследованиях А.С. Монина, О.Г. Сорохтина, С.А. Ушакова и других, принимается, что выделение и формиро­

вание земного ядра происходили постепенно без плавления си­

ликатов. Процесс начался не ранее 4·10 9 лет назад в результате повышения температуры земных недр до начала плавления желе­ за и оксидов железа.

Н7

6.2. НАЧАЛЬНЫЙ ЭТАП ВЫДЕЛЕНИЯ ЗЕМНОГО ЯДРА Из главы 4 следует, что уже к моменту своего образования Земля имела первичный теплозапас как результат аккреционных процессов, приведших к формированию планеты из материнского

газопылевого облака. Однако начального нагрева было недоста­ точно для появления расплавов и начала гравитационной диф­

ференциации земного материала. •Роковое• повышение темпера­ туры недр нашей планеты произошло за счёт взаимодействия

Протоземли и Протолуны (глава

4,

пункт

4.4.3.).

Именно при­

ливные деформации нагрели недра Земли до температуры плав­

ления наиболее легкоплавких элементов первичного и гомоген­ ного земного вещества.

Разогрев Земли приливными деформациями был неравномер­ ным, в основном он происходил в экваториальном поясе Земли и

захватывал глубины до 1000 км (в начальные периоды до км). В этих зонах геотерма разогревающейся Земли

200+400

впервые достигла уровня плавления наиболее легкоплавких ком­ понентов.

Экспериментальные данные Р. Бёлера, Е. Отани, А. Рингвуда и других доказывают, что в условиях высоких давлений наиболее легкоплавкими

уже

соединениями

с более значительным

оказываются

оксиды

ростом температуры

железа

-

и

силикаты

(см. рис. 17). Так, например, на границе мантия-ядро в совре­ менной Земле, по экспериментальным данным, температура плавления оксида железа (FeO) составляет 3100 К, чистого же­ леза - 3200 К, силикатов - до 8500 К.

Можно предположить, что на рубеже 4,0+3,6·109 лет (начало

архея) в экваториальном поясе Земли в результате постепенного повышения температуры под действием приливных деформаций, стали возникать железистые расплавы на глубинах 200+400 км, которые сформировали первые железистые астеносферы нашей планеты (рис. 33, б). Их появление означало начало процесса гравитационной дифференциации Земли. Плавление оксидов железа и чистого железа и начавшалея вслед за этим дифференциация вещества земных недр привели к

дополнительному высвобождению гравитационной энергии, ко­ торая

скую

тратилась

на

поддержку

прогрев

самого

земного

процесса

вещества

зонной

и

на

энергетиче­

дифференциации.

Рис. 33. Последовательные этапы развития процесса ЭOIDIOЙ диффереiЩИВЦИИ земною вещества и формироваЮ111 JIДpa ЗеМJ1И (О.Г. СоJЮжтин, 2006). Чёриым показавы расплавы железа и ero оксидов, белым - деплетироваиная мантия, о6еднёниая жедеэом, ero оксидами и сидерафильными элементами; чёр­ точками - перв11чное земное вещество; радиальной штриховкой - континенталь­ ные масс11вы

118

4,6·10' лет

(4,0+3,6)'10' лет

(3,5i-3,2)·10' лет

(3,0+2,8)·10' лет

(2,7i-2,6)·10' лет

(2,5+2,0)·1 о• лет

Соврем~ннu Земл•

По оценкам Л.М. Наймарка

(1984), эти явления протекали со

скоростью от 1 до 0,2 см в год и были направлены как вверх к поверхности Земли, так и вниз. Продвижение фронта зонной плавки вверх привело к тому, что верхние сфе~ы стали интен­

сивно разогреваться. Допускается, что уже

лет назад (ран­

3,9·10

ний

архей) верхняя часть мантии Земли была перегрета на 250+300 ос по сравнению с её современным уровнем разогрева. Об этом свидетельствует появление высокотемпературных из­ лившихся основных пород (коматиитов), температура плавления

которых составляет порядка 1800 °С. Это знаменовало начало тектонамагматической активности Земли.

В более глубоких сферах древней Земли, куда тоже продви­ гался фронт зонной плавки •железных• астеносфер, температура плавления силикатов в условиях высоких давлений существенно превышала

температуру

плавления

железа

и

оксидов

железа.

Здесь дифференциация вещества могла происходит.ь за счёт про­ стой сепарации железного компонента от силикатов, а продвиже­ ние фронта плавления вглубь - за счёт всплывания (флотации)

более лёгких силикатных фракций через слой тяжёлого •желез­ ного• расплава от его подошвы к кровле. В этой ситуации сам

слой тяжелого расплава, опускаясь вниз, постепенно должен был увеличиваться по мощности и по массе за счёт поступления в

него всё новых и новых порций эвтектического расплава из

межгранулярных

пространств

первичного

земного

Fe·FeO

вещества

(рис. 33, в). Всё это приводило к тому, что мантия продолжала перегреваться и в ней могла возникнуть тепловая конвекция. По содержанию в коматиитах позднего архея MgO до 25 % перегрев тогдашней мантии оценивают до 450+500 ос по сравнению с со­ временной. Вероятно, к концу архея мощность и масса экваториального (кольцевого) астеносфернаго пояса достигли неких критических значений, что привело к возникновению ситуации гравитацион­

ной

слой

неустойчивости в недрах Земли. Действительно, мощный

тяжёлых

железистых

расплавов

с

плотностью

более

8+ 1О гj см 3 в виде кольцевых экваториальных зон располагался над

первозданным

(недифференцированным)

и

сравнительно

холодным земным веществом с плотностью в пределах 5+7 гjсм 3 •

Под тяжестью кольцевых зон, где в конце архея концентриро­

валось уже порядка

12+13 %

массы Земли, относительно холод­

ная и недифференцированная сердцевина планеты должна была испытывать выталкивающее действие со стороны жидких и тя­ жёлых •железистых• масс. Ситуация могла разрешиться проры­

вом тяжёлых расплавов в центр Земли и выжиманием недиффе­ ренцированной

сердцевины

в экваториальную

зону

одного

из

полушарий планеты, что, по-видимому, и произошло в конце ар-

120

хейской эры (2,7+2,6·10 9 лет назад) (рис. 33, г, д). Процесс, про­ должавшийся порядка 108 лет, сопровождался выделением ог­ ромной энергии, по оценке О.Г. Сорохтина, порядка 5,5·1037 эрг. Тепловой поток того времени примерно в 9+10 раз превышал

современный. Часть тепловой энергии пошла на дополнительное разогревание относительно холодных внутренних сфер Земли, а

часть на тепловое излучение. Дополнительный разогрев земных недр стимулировал процесс выделения ядра, который протекал

катастрофически быстро в геологическом масштабе времени. Реальность изложенных событий доказывает проявление в конце архея одной из мощнейших в теологической истории Зем­ ли кенаранекой тектонамагматической эпохи и возникновение у

Земли в это же время чётко выраженного дипольнога магнитного поля.

Кенаранекая (беломорская) эпоха (-2,6·10 9 лет) характеризо­ валась мощными энергоёмкими процессами выплавления конти­

нентальной коры, появлением первых устойчивых её участков эпиархейских ядер. Предполагается, что прорыв •ядерного• ве­ щества к центру Земли сопровождался возникновением в недрах планеты одноячеистой конвекционной структуры, над нисходя­

щим потоком которой собрались все фрагменты коры, существо-

/~'

0,8

t~ 0,6

11

IQ

= u

' ,\

~

; 0,4 Q

cu

~ ~

1:: о 2

'

. 'f,,,

-i/~~ -3

t

\

-2

-1

Время, 1О лет 9

с~

о

Рис. 34. Иамеиени.. JПIТеНСНВИОСТН М8111ИТНОЮ ПOJUI 3еМJIН ПО JlaJieOмaJ1IIIТIIЫМ данНЫМ ( CJ. Hak, 1981). Горизонтальными и вертикальными линиями показаны доверительные интервалы

измерений; кружком с крестиком отмечена интенсивность современного reoмar­ lfитнoro поля

121

вавшие в то время. Возник первый в истории Земли суперконти­ нент, получивший название Моноген (О.Г. Сорохтин, С.А. Уша­ ков, 2001) или Пангеи-0 (В.Е. Хаин, Н.А. Божко, 1988).

Изучение остаточной намагниченности древних пород, возрас­

том порядка 3·10 9лет свидетельствует о том, что тогда Земля не

обладала чётко выраженным дипольным магнитным полем. Оно было гораздо меньшей интенсивности и не дипольным, а торои­ дальным. Дипольное магнитное поле у Земли появилось только в

конце архея 2,8+2,6·109 лет назад (рис. 34). Можно связать это

событие с выделением эмбриона земного ядра, масса которого

составляла тогда порядка 0,56 от массы современного ядра. На этом завершается первый этап дифференциации земного вещест­ ва, т.е. разделение его на ядро и мантию по механизму зонной

сепарации железа и его оксидов от силикатной массы.

После­

дующее выделение железного компонента из мантии и рост ядра

Земли могли происходить эволюционным путём по механизму бародиффузии.

6.3. ДАЛЬНЕЙШАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЯДРА ЗЕМЛИ Одним из наиболее реальных механизмов выделения •ядерно­ го• вещества из мантии, которое приводит к дальнейшему росту земного ядра, является распад твёрдых растворов под влиянием

высоких давлений, диффузии железа и его оксидов из кристал­ лических

решеток

железосодержащих

силикатов

мантии

в

меж­

гранулярные пространства - механизм бародиффузии. Он был предложен и разработан А.С. Моииным и О.Г. Сорохтиным

(1981). Механизм основан на принциле Ле-Шателье и подкреп­ лён экспериментальными данными. Суть этого принцила в том, что внешнее воздействие, выводящее систему из термодинамиче­ ского равновесия, вызывает в ней процессы, стремящиеся осла­ бить результаты этого :воздействия. В качестве твёрдых растворов рассматривается :вещество ман­ тии. Экспериментально установлено, что твёрдые растворы под

действием высоких давлений способны распадаться, тогда, когда их мольный объём превышает сумму мольных объёмов входящих в него компонентов, т.е. когда растворение какого-то компонента

приводит к увеличению объёма раствора. Распад твёрдых раство­ ров будет происходить в результате снижения под влиянием давления растворимости компонентов в данной среде. Исследования В.А. Киркинекого (1975) показали, что смеси­ мость компонентов с разной кристаллической структурой резко падает при повышении давления. Основываясь на этом, можно предположить, что при достаточно высоких давлениях (порядка

122

130 кбар и более) силикатные растворы, содержащие оксид же­ леза, могут распадаться.

В соответствии с экспериментальными работами В.А. Кир­ кинского распад твёрдых растворов описывается известным за­ коном распада жидких растворов: _РШ;

С~= Со; kT ' где

-

с;

предельная

концентрация

i-го компонента в

щенном растворе при давлении Р и температуре Т; Со; дельная

д v;

=

концентрация

VE - (VI:-i + v;)

-

этого

же

компонента

при

Р

насы­ пре­

-

О;

=

объемный эффект растворения: уменьше­

ние мольного объема раствора Vr при выпадении из него i-го компонента

k-

Vr-;

с учётом мольного объёма самого компонента

V;;

газовая постоянная. Согласно этому уравнению распад твёрдого раствора должен

происходить тогда, когда концентрация i-го компонента С; в нём равна или превышает предельную концентрацию насыщения рас-

твора данным компонентом, т.е. при С; ~ С~ 1 •

Для выведения оксидов железа за пределы кристаллической решётки силикатов в межгранулярные пространства используют­

ся диффузионные силы. Диффундирующие атомы вынуждены преодолевать существующие в кристалле энергетические барье­ ры, позволяющие им перемещаться только в одном направлении

и затрудняющие возвратные движения. Такие естественные барь­ еры

возникают на гранях кристаллов и отдельных зёреи, по­ скольку при диффузии из кристалла атомов железа и кислорода

выделяется энергия М, которая пропорциональна возникшему

уменьшению суммарного объёма вещества (~ V) и давлению (Р): М =P·~V.

Чтобы вернуться в исходную позицию диффундирующий атом должен произвести дополнительную работу, равную М. Благодаря этому эффекту оксиды железа при распаде силикатов накапливаются в межгранулярных пространствах и межкристал­

лических плёнках. В реальности диффундируют не оксиды, а отдельные атомы железа и кислорода. Поэтому правильнее гово­

рить о диффузии железа и кислорода с их парциальными коэф­

фициентами диффузии

D

и

D·

Скорость диффузии железа в

два раза больше, чем у кислорода. Поэтому в межгранулярных пространствах будет концентрироваться один атом кислорода на два атома железа (Fe20). Исходя из этого, можно ожидать, что в

123

межгранулярных пространствах произойдёт накопление закиси

железа

а в самих кристаллах

Fe20,

-

окиси железа

FeO

и осво­

бодившегася кислорода О. При избытке последнего могут воз­ никнуть молекулы магнетита

Fe3 0 4•

Наиболее активно механизм бародиффузии начинает работать при достижении неких критических значений Р и Т, что проис­

ходит на глубинах более ходится на слой тии

служат

D".

2000 км. Пик активности процесса при­

Возможными донорами железа в низах ман­

минералы группы оливина, которые распадаются по

следующей схеме (О.Г. Сорохтин,

1971):

р

~

Fe2Si04 фаялит

2Fe0 + Si02 или

Fe20 + Si02 +

О.

Скорость отделения •ядерного• вещества

ного

(mc),

(Fe20)

от мантий­

т.е. скорость роста ядра должна быть пропорциональ­

ной ускорению силы тяжести (&.) на поверхности ядра, площади его поверхности (S) и некой константе, определяющей скорость

самой барадиффузии (К), т.е.:

=К( С -c•)gc41tR;,

mc

где С

-

концентрация оксидов железа в мантии в пересчёте на

Fe20;

С

-

предельная концентрация насыщения силикатов окси­

дами железа на подошве мантии;

Rc -

радиус растущего ядра.

Ускорение силы тяжести на поверхности ядра находится из выражения

mc

gc- G 2• Rc

где

G-

гравитационная постоянная.

Для количественной характеристики роста массы ядра А. С. Мо­ ниным ( 1977) было введено понятие об эволюционном. параметре (х),

под

которым

понималось

отношение

массы

земного

ядра

(те) к суммарной массе •ядерного• вещества в Земле: Х-

те

М·С0 '

где М

-

масса Земли; Со

-

суммарная концентрация в Земле

•ядерного• вещества (железа,

ero

оксидов и других тяжёлых

элементов, переходящих в ядро в процессе гравитационной диф­ ференциации). Соро:хтин принимает, что Со - 0,375.

o.r.

124

~

1,0

~

0,8

,. 0:

с~

:,.=0,6

'! .Q

""=

8~ 0,4

=

~

е:

0,2

i ~

-1

о

1

Время, млрд лет

Рис.

35.

Зависимость эвотоциоииоrо параметра (безразмерной массы земиоrо

ядра) от времени (О.Г. Сорохтин, С.А. YIIIDKOII,

Тогда, в наши дни х

2002)

= 0,865, а в момент выделения эмбриона

ядра (конец архея) эволюционный nараметр равнялся 0,543. На nриводимом графике (рис. 35) nоказано изменение величины эволюционного nараметра Земли во времени. Из него вытекает,

что формирование ядра началось nорядка Ф 109 лет назад nосле nporpeвa земных недр до темnературы nлавления железа и его

оксидов. •Революционный• скачок в этом nроцессе nроизошёл в

интервале времени 3+2,6·109 лет назад, что связано с выделением эмбриона ядра (протоядра) с массой 0,543 от современной. В дальнейшем nроцесс шёл более сnокойным, эволюционным nутём

за

счёт

nостеnенного

отделения

•ядерного•

вещества

от силикатов мантии с nомощью механизма бародиффузии. Сле­ дуя этому графику, можно nроrнозировать, что через

х будет равен

0,913,

а через

2

млрд лет

- 1,

1

млрд лет

т.е. nроцесс выделе­

ния ядра nолностью завершится и Iicё •ядерное• вещество из мантии nерейдет в ядро. К этому же времени nрекратится вы­ деление

энергии

гравитационной

дифференциации,

и

недра

нашей nланеты начнут остывать, что nовлечёт за собой резкое снижение, а nотом и nрекращение тектономаrматической активности. На Земле настуnит теnловая и тектоническая смерть.

Из графика следует также, что во времени скорость выделения земного ядра существенно менялась. Исnользуя данные по эволюционному nараметру (х), средней концентрации •ядерного• вещества в Земле (Со ,. 0,375) и nредельной концентрации

насыщения им твёрдых растворов (С), О.Г. Сорохтин предла­ гает оnределить скорость роста относительной массы ядра (%) как:

125

х

.!(со~-с)х, т 1- С х

=

0

-r

где

=

41tKy

-

некая постоянная с размерностью времени; К

константа, определяющая скорость бародиффузии; у

-

-

гравита­

ционная постоянная.

Исходя

из

этого

им

рассчитано,

что

в

настоящее

время

из мантии в ядро ежегодно переходит около 1,58·10 17 г (158 млрд т) «Ядерного»- вещества или порядка

138

млрд т металлического

железа. В период бурного выделения ядра в позднем архее эта скорость составляла приблизительно 2,25 трлн т •ядерного• вещества, или 1,97 трлн т металлического железа в год, т.е. больше чем на порядок превышала скорость этого процесса в наши дни.

6.4.

ОБРАЗОВАНИЕ ВНУТРЕННЕГО ЯДРА ЗЕМЛИ

Одновременно с выделением жидкого ядра и его последую­ щей эволюцией происходили образование и рост внутрен­ него твёрдого ядра. Можно предположить, что последнее начало

.формироваться в результате выделения избытка железного и никелевого

материала

из

•ядерного»-

вещества

при

постепенном

поиижении температуры. Кроме того, под действием сверхвысо­ ких давлений, господствующих в земном ядре, происходит

распад оксида железа с выделением железа в свободную фрак­ цию:

р

2Fe2 0

~

4Fe + Oz.

Процессы кристаллизации железа наиболее активно протека­ ют, вероятно, в переходной оболочке (слой F). Б результате идёт осаждение железа на поверхность внутреннего ядра и прираще­

ние его объёма. Допускается, что за счёт этого ежегодно субъяд­ ро планеты на доли миллиметра прибавляет в радиусе. Данные сейсмотомоrрафии указывают на сложное строение внутреннего

ядра Земли: оно состоит из ряда концентрических

оболочек с

несколько различающимся составом (см. главу 1, пункт 1.3). Та­ кое строение можно объяснить, допустив, что его образование происходило за счёт кристаллизации из многокомпонентной жидкости. Таким образом, внутреннее ядро можно рассматривать

126

как своеобразный кристалл, растущий в растворе, перенасыщен­ ном ~ядерными• компонентами.

В последнее время, на основе изучения изменения разности времён пробега сейсмических волн во внешнем и внутреннем ядре Земли, сделано предположение о дифференцированном вращении твёрдого субъядра относительно Земли в целом со скоростью 1,3 ± 0,5 град/год. (В.В. Адушкин, В.А. Ан, П.Б. Ква­ зик и др., 2000). По этим же данным, в основании жидкого ядра выделяют высокоскоростной слой толщиной около 3

3

км с плот­

ностью 12,1 гjсм • Скорость продольных волн до 12,0 кмjс ука­ зывает на скачок плотности в 0,6 гjсм 3. Существование этого слоя увязывается с более высокой скоростью вращения субъядра, чем Земли в целом.

Коитрольиые вопросы Какие положения кладутся в основу предлагаемой модели

1.

выделения земного ядра?

Перечислите возможные подходы и механизмы выделения

2. ядра.

3. Какова реальность выделения ядра путём седиментационно­ го расслоения Земли: в твёрдом состоянии, в жидком состоянии. Приведите доводы. 4. Причины, приведшие к началу процесса выделения ядра.

5. Условия возникновения первых железистых расплавов в недрах Земли. 6. Поясните механизм сепарации железного компонента путём флотации. 7. 8.

Условия выделения протоядра (эмбриона ядра). Доказательства появления протоядра Земли

в

позднем

архее.

9. Поясните механизм бародиффузии.. 10. Как определить скорость отделения

•ядерного• вещества

от мантийного?

11.

Что понимается под эволюционным параметром (х)? Его

формула.

12.

Приведите график изменения эволюционного параметра от

времени. Прокомментируйте его.

13.

Как рассчитать количество •ядерного• вещества, nерехо­

дящего из мантии в ядро?

14.

Каков механизм выделения и эволюции внутреннего ядра

Земли?

Глава

7

КОНВЕКЦИЯ В МАНТИИ В мантии Земли происходят сложные процессы, приводящие к движению мантийного вещества и определяющих тектономаг­ матическую активность литосферы. Существуют различные мо­

дели этих процессов. Наиболее известны из них: мантийная кон­ векция и плюм-тектоника. Модель мантийной конвекции на се­

годня сравнительно хорошо разработана и обоснована. Она опи­ рается на сейсмотомографические данные, лабораторные экспе­ рименты,

численное моделирование, которые увязываются с тео­

ретическими расчётами и научными предположениями.

Тектономаrматическая активность Земли, в том числе гори­ зонтальное движение материков и литосферных плит, традици­ онно

связывается

с

конвективными

движениями

вещества

ман­

тии. Одним из первых, кто привлекал конвекцию для объясне­ ния причин дрейфа материков, был А. Холме (1928). В то время считалось, что в мантии существует тепловая конвекция, которая

поддерживается энергией распада радиоактивных элементов. В дальнейшем, по мере накопления новых знаний, учёные поняли, что простая тепловая конвекция в мантии вряд ли возможна, да

и радиогенной энергии выделяется слишком мало для возникно­ вения и поддержания этого процесса. Тем не менее, именно кон­ векция

в

мантии рассматривается

в

качестве основного геодина­

мического процесса земных недр.

7.1.

ТЕПЛОВАЯ КОНВЕКЦИЯ

Коивекция (лат.

кругообра:тое

-

прииесеиие, доставка)

-

это закоиомериое,

перемешиваиие микроскоnwюСЮJХ частиц

среды,

приводящее к nepeuocy массы, тепла и миогообразиым физичеС~ШМ явлеииям. Частным случаем конвекции является адвекция, когда процесс носит затухающий характер в связи с недостаточностью энергии в источнике возмущения среды.

Учение о конвекции возникло применительно к жидкой и га­ зообразной средам. Впервые идея была высказана А. Бенаром

(1900), который наблюдал в эксперименте за возникновением регулярной пространственно-периодической структуры конвек­ ционных ячеек в подогреваемом снизу слое жидкости. В

1926 г.

Д. Рэлей рассмотрел задачу о конвективной неустойчивости го­ ризонтального слоя жидкости со свободными границами, в кото­ ром имеется градиент температуры, и определил пороr возникно­

вения или прекращения тепловой конвекции (число Рэлея).

128

ююв

300

9,0

400

8,9

9,0

9,7 500км

L:]1 . .2

Е:::jз

[§]4

Рис. 13. Скоростная структура верхней мантии в пределах Балтийского щита и каледонид Норвегии по данным ГСЗ на сверх­ длинном профиле FENNOLORA: 1 - ;JсМШlЯ кора; 2 - ~tшtтийныс

h}

будут доминировать горизон­

тальные течения. При этом большая часть потенциальной меха­ нической энергии в горячих и холодных потоках будет расходо­ ваться

на

преодоление

силы

вязкого

трения

в

горизонтальных

потоках. Произойдет диссипациация (рассеивание) механической энергии и эффективность выноса тепла за счёт конвекции опять­ таки резко упадёт. В свое время Д. Рэлей показал, что размер длины конвекционной волны (Л), отвечающий наименьшему зна­ чению критического числа Рэлея, равен:

л= 2../2h, где

h - сечение слоя (рис. 36). Следовательно, наиболее оптимальным размером конвекцион-

ной ячейки будет ~- 1,5h, т.е. она будет иметь промежуточную

2 форму, слегка вытянутую в длину (см. рис. 36). Тепловая конвекция была разработана применительно к слою жидкости или газа с постоянной начальной плотностью вещест­

ва.

Механическое использование её применительно к мантии

Рис.

36.

КоивеJЩИОНИd

ВОJIИ8 (:А_) И КОивеJЩИОИИЫе

JIЧейхи (:А./2)

130

встречается

с

рядом

непреодолимых

трудностей.

К основным

относятся:

малое

-

значение

коэффициентов

объемного

и

линейного

расширения силикатов;

плотностная стратификация мантии с увеличением плотно­

-

сти вещества с глубиной;

-

высокая вязкость материала мантии.

Всё это потребовало создания новой модели конвекции полу­ чившей название химико-плотностной или химико-гравитацион­ ной конвекции. В последнее время появляется тенденция считать, что в

мантии существует смешанная химико-nлотностная и теп­

ловая конвекция. Такой подход более справедлив, так как он учитывает все факторы, способствующие возникновению в ман­ тии конвекционного движения вещества.

7.2.

ХИМИКО-ПЛОТНОСТНАЯ КОНВЕКЦИЯ

Химико-плотностная многих

отечественных

конвекция учёных

Е.В.

рассматривалась Артюшкова,

в

А.С.

трудах Монина,

Д.Г. Сеидова, О.Г. Сорохтина, Л.И. Лобконского и др. Под ней понимается

конвекция,

которая

вЬlЗЫбается

измеютием

плотно­

сти вещества за счёт изменения его химического состава.

В основе идеи химико-плотностной конвекции лежит модель распада твёрдых растворов с выделением из силикатов мантии

•ядерного• вещества по механизму бародиффузии (см. главу 6). Наиболее активно дифференциация мантийного вещества начи­ нается на глубинах порядка 2000 км (в нижней мантии), где тем­ пература

и

давление

возрастают

до

некоторых

критических

значений, а именно: температура мантии приближается к темпе­ ратуре плавления мантийного вещества, а давление к тому кри­ тическому значению, когда начинается распад железосодержащих

минералов. Например,

Fe2Si04

Р- 0,9 Мбар -+ Fe20 + SI02 +

О.

фаялит

Процесс распада минералов под действием сверхвысоких дав­

лений существенно активируется температурой, которая способ­ ствует образованию вакансий и дислокаций в кристаллах. На глубине 2000 км температура мантии составляет порядка 3000 К. Предположим, что до пересечения уровня 2000 км тяжёлая фракция была равномерно распределена по всему объёму некого 131 6*

условного кристалла с концентрацией Со ная концентрация тяжёлой творе; а Со

-

( •ядерной•)

< с·, где с·

-

предель­

фракции в твёрдом рас­

концентрация этого же компонента в насыщенном

растворе при Р = О. До тех пор, пока условный кристалл не пересечёт уровня кри­

тического давления, никаких изменений с концентрацией •ядер­

ного• вещества (оксида железа) в кристалле происходить небу­ дет, так как при этих давлениях скорости диффузии атомов в

межгранулярное пространство и обратно практически ещё полно­ стью совпадают. При пересечении критической глубины (поряд­ ка 2000 км) начинает выполняться неравенство Со> с· и диффу­ зионные перемещения атомов через грани кристаллов и эёрен

перестают быть

равноправными, поскольку

диффузия

атомов

железа из кристаллов сопровождается выделением некой энер­ гии, а возвратное их движение требует затраты дополнительной

работы (см. главу

6).

Само явление диффузионного персмещения атомов в кри­

сталлах было обнаружено Дж. Вудом еще в

1967

г. Изучая тэи­

нитовые· зерна в хондритах он установил, что содержание нике­

ля вырастает вблизи поверхности зерен. Дж. Вуд объяснил это явление диффундированием никеля в тэинит из окружающей массы камасита-.

Позднее А. Кларк (1971) провел прямые измерения коэффи­ циентов диффузии никеля в природных кристаллах оливина. Его результаты, полученные при температуре 1525 К, показали за­ метную анизотропию диффузии в различных кристаллографиче­ ских

направлениях,

т.е.

атомы

никеля

распределялись

неравно­

мерно внутри кристаллов оливина. Они обнаруживали тенден­ цию концентрации вблизи граней кристаллов. А. Кларк также показал,

что

содержание

никеля

в

зернах,

имеющих

диаметр

мм, уменьшается до величины, составляющей 1О % от его ис­ ходного содержания, приблизительно за 3 года, и фактически до

2

нуля за промежуток времени около

10

лет. Таким образом была

доказана реальность диффузионных процессов в кристаллах, что приводило к перемещению атомов и выводу их за пределы кри­

сталлических решеток минералов. Более того, были определены и временные параметры этих процессов.

Возвращаясь к нашему условному кристаллу теперь с боль­ шой долей уверенности можно утверждать, что, в конце концов, при диффузионных процессах в самом кристалле, на внутренних гранях его, концентрация оксидов железа уменьшается, а в меж-

1эинит (тэиит)

- минерал, состоJUЦИЙ 113 смеси ИИXeJUI и :аепеэа, при со­ 48 %. Обнаруживаетс:J~ в :&елезнwх метеоритах. Камасит -- разновидность caJIIopoдиoro железа с содер:~WП~ем ИИXeJUI от 6 до

дер~ ИИXeJUI до

8 %. 132

а

б с

1

с

с•

\ 1

v

\

\

v

Рис. 37. Бародиффузнонное распределение хоJЩеiПраЦИИ F~O в кpиCТIIJIJIП СИJIИКаТОВ CJio• D" IIIDDieA маиrии: а - направления диффузии оксИдов железа в кристаллах силикатов; 6 - ~сире­

деления концентрацИй· оксИдов железа в этих же кристаллах после диффузии (О.Г. Сорохтин, СА. Ушаков,

1991); 1;-

расстояние вглубь кристалла от его гра­

ней

кристаллическом пространстве возрастает. По мере дальнейшего опускания в мантию условного кристалла концентрация оксидов

железа в нём будет всё более уменьшаться, а в межкристалличе­ ских пространствах возрастать. Максимальных значений процесс достигнет в слое D" при Т- 3200 К и Р - 1,4 Мбар (рис. 37). Учитывая линейное нарастание давления с глубиной и предпола­ гая

постоянную

скорость

погружения

условного

кристалла,

О.Г. Сорохтин оценивает изменение концентрации оксидов желе­

за на гранях кристалла линейной функцией времени:

133

С = С0 где а

-

-at,

u коэффициент концентрации, равныи

В слое

D"

1,08 ·10-16

с-

1

.

концентрация сядерногоэ- вещества в межкристал­

лических и межзерновых пространствах достигает своего макси­

мума. Учитывая, что в условиях сверхвысоких давлений в рас­ плав

переходят оксиды железа и чистое железо при сохранении

силикатных зёрен мантии в твёрдом состоянии, можно предпо­

ложить, что строение слоя D" и состояние вещества в нём напо­ минают астеносферу, но в жидкой фазе находится сядерноеэ- ве­

щество. Оно в виде жидких плёнок и прожилок обволакивает отдельные кристаллы, зёрна, обособленные кусочки силикатной мантии, создавая агрегатную массу типа «магматической кашиэ-.

Более тяжёлое «ядерное» вещество будет испытывать тенденцию к стеканию в жидкое ядро Земли, а более лёгкие силикатные зёрна

-

к всплытию. При этом в низах мантии должны формиро­

ваться массы относительно лёгкого (разуплотнённого) и нагрето­

го материала. Силикатные зёрна, частично освободившиеся от тяжёлого сядерногоэ- вещества, будут слипаться между собой, образуя всё более крупные по объёму и разуплотнённые массы, которые создают

в низах мантии гравитационную неустойчи­ вость. При достижении ими неких критических значений разуп­ лотнённое и нагретое вещество приобретает тенденцию к всплы­

тию. Подъёмной силой служит архимедова сила. По оценке О.Г. Сорохтина разница в плотности между мантийным вещест­ вом,

прошедшим дифференциацию на границе мантия-ядро, и

окружающей мантии составляет порядка О,

017 гjсм 3 , при этом

подъёмная сила на уровне рассматриваемого перехода достигнет

4-4,5 кбар. Восходящий ток относительно разуплотнённого и нагретого

вещества

(мантийный

плюм)

образует

восходящую

ветвь будущей конвекционной ячейки. Перемещение вещества вверх происходит на атомном и молекулярном уровне, п)'тём пе­

реползания вакансий и дислокаций из плоскости в плоскость, путём механизма твёрдотелой ползучести. Продвижения мантий­

ного вещества становятся заметными за время порядка n·106 лет.

По мере движения вверх вещество мантийного плюма попада­ ет в условия снижающихся значений давления и температуры.

При этом должна постепенно развиваться обратная диффузия оксидов

железа

из

межгранулярных

пространств

в

кристаллы

силикатов. Одновременно выравнивается концентрация железа и в самих к~исталлах. Достигая подошвы литосферы за время по­

рядка n·10 лет, мантийный плюм растекается по ней, постепенно остывая. Это сопровождается термическим уплотнением вещест­ ва, которое становится тяжелее материала верхней мантии, и по­

этому вновь приобретает тенденцию к опусканию в низы мантии. 134

Возникает конвекционная ячейка, состоящая из восходящей и нисходящей ветвей. Если конвекционный процесс охватывает мантию в целом, то его можно рассматривать как общемаитий­

иую или хрупио.м.асштабиую хоШJехцию. Для определения возможности возникновения

и характера

общемантийной химико-плотностной конвекции можно восполь­ зоваться

известными

из

гидродинамики

параметрами.

Прежде

всего, рассмотрим применительно к мантии число Рэлея, кото­ рое,

как говорилось, определяет возможность возникновения са­

мой конвекции.

Учитывая плотностную стратификацию мантии и определяю­ щую роль диффузии при распаде железосодержащих минералов

в низах мантии, О.Г. Сорохтин предлагает заменить традицион­ ное число Рэлея на модифицированное, т.е. приспособленное к условиям мантии (Rg):

R

3

=

8

tJ.pgh ' l>r)

где Ар

-

средний перепад плотности, возникающий при измене­

нии химического состава вещества мантии в процессе его диф­

ференциации в слое D"; D- коэффициент самодиффузии сили­ катов; Т) - диффузионная вязкость мантии. Диффузионная вязкость мантии принимается из формулы, 7

приведеиной в главе 2, пуffкт 2.6, откуда следует, что 10- < DТ) < < 10 10 дин (В.Н. Жарков, 1983). С учётом этого 10 17 < Rg < 1034 , т.е. Rg на много порядков превышает критическое число Рэлея и может приниматься бесконечным (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков, 1991). Однако это не означает, что конвекция должна быть ин­ тенсивной. При заданных значениях вязкости и перепадах плот­ ности

химико-плотностная

конвекция

в

мантии

должна

разви­

ваться с максимально возможной скоростью, но она может быть и низкой, если вязкость мантии достаточно высокая, а перепады плотности незначительные.

Характер движения конвекционного потока может быть ла­ минарным, т.е. упорядоченным и турбулентным, т.е. беспорядоч­ ным. Из гидродинамики известно, что характер движения потока

определяется безразмерным числом Рейнольдса

Re

=

(Re):

·

иh, 1]

где

v -

скорость течения;

h -

сечение слоя; Т) -

динамическая

вязкость мантии.

С учётом вязкости вещества мантии, число Рейнольдса будет

иметь очень низкие значения 10-20+10-23 • Известно, что малые

135

числа Рейнольдса

(Re :·l 1 1 1 Рис.

Строение

45.

системы

1

3

4

Индо-Афрнханскоrо

aпвeJIJIIIНI"8,

по

давным

сейсмотомоrрафни поперечных 'В0J1Н (!.- FNkao, S. Матиуат4, М. Olxq,~иld, Н. l11orи, 1994; Е.Н. MeJUrНXOJIIIIШ, С.В. Рgженцеtl, А.А. MocctDWtiCXUй,

2001): /, //- алвеллинm: I- Индо-Африканский алвеллинг, //-Атлантические плюмы; /// - Восточно-Тихоокеанский даунвеллинг; ГV, V - участки континентальной литосферы: IV - в Африке, V - в Евразии. По смещению элементов этих структур может быть приблизительно намечено положение глубинных срывов

Обобщённое изучение данных сейсмической томографии зем­ ных недр позволяет сделать следующие выводы:

1. Современная мантия Земли характеризуется плотностными и тепловыми неоднородностями, которые фикси­ руются снижением или возрастанием скоростей сейсмических волн.

2. Неоднородности в виде колонообразных тел прослеживают­ ся по всему сечению мантии Земли, т.е. имеют общемантийную ( сквозьмантийную) природу. 3. Низкоскоростные и

высокоскоростные неоднородности мантии Земли увязываются в систему крупномасштабной кон­ векции, имеющей ограниченное число конвекционных ячеек. Ис­ ходя из рис. 43, можно наметить четыре конвекционные ячейки, rруппирующихся

в

две

конвекционные

волны,

что

примерно

совпадает с картой вероятного расположения восходящих ман­ тийных потоков (см. рис. 38).

Убедительным доказательством существования общемантий­ ной конвекции в мантии являются также сейсмотомоrрафические данные о рельефе поверхности земного ядра. Существование мощных нисходящих и восходящих мантийных потоков должно

было бы создавать на поверхности жидкого ядра соответственно впадины

и

выступы.

Сейсмотомоrрафические

исследования

подтверждают это предположение. Действительно, под нисходя­

щими

1.U

конвекционными

потоками,

т.е.

под

более

т.юкёлыми

600

120°

180°

120°

600

600

зо•

о•

зо•

600

600

120°

tso•

120"

600

Рис. 46. Рет.еф земного ядра по данным сейсмичесхоll: томографии Земли (изоJIИJПIИ проведсны через 2 хм) (А. Mo~lli, А. Dm-tuld, 1987)

участками мантии, на поверхности ядра фиксируются впадины, вдавленные

в

вещество

ядра;

под

восходящими

потоками

наблюдается подъём поверхности ядра, своеобразные пологие поднятия (рис.

тудой

Ah

46).

На поверхности мантийных выступов амnли­

должно действовать избыточное давление архимедоных

сил АР:

!1Р""

м

-gAp, 2

g - ускорение силы тяжести на поверхности ядра, равное 103 мjс2 ; Ар - перепад nлотности между мантией и ядром. При Ah "" 10 км !1Р "" 109 динjсм2 (10 4 Н/см2 ) (О.Г. Сорохтин, С.А. Ушаков, 2002). где

Под влиянием избыточных напряжений в телах мантийных выступов

должны

возникать

сдвигавые

деформации,

которые

будут стремиться выровнять образовавшисся неровности рельефа поверхности ядра и привести к растеканию вещества на границе

мантия-ядро (слой

D"),

что в свою очередь, ведёт к дезинтегра­

ции низов мантии и способствует отжатию •ядерного• материала из низов мантии во внешнее ядро (рис.

47).

Наконец, ещё один важный довод в пользу реальности обще­ мантийной конвекции - это существование в недрах Земли эф­ фективного механизма выноса тепла из земных глубин к её по­ верхности. Таким механизмом как раз и является конвекционное движение мантийной материи. Эффективность выноса тепла оп­

ределяется безразмерным числом Нуссельта мается

(Nu),

которое пони­

как отношение конвективного теплового потока

( Q)

к

Мантия

Рис. 47. Схема KOJIIIeiCYJIIIIII течениl вблизи rраиицы маи:nu~-цро н Форми­ рование ВОС:ХОДIIЩНХ потоков в М11И1ИИ (О.Г. CopoXIIIIlН, С.А. У-, 1991)

146

тепловому потоку ({Ъ), передаваемому за счёт молекулярной те­ плопроводности при отсутствии конвекции:

Nu

=

Q/.•

160

180

л.

л.

в

=360 км

=30+ 50 км

~.,

л.

= 4+9

км

~

А+В+С

Рис. 92. Три уровня складчатости в JIИТОСфере Цекrра.пьной Азии при Индо­ Азиатской коллизии (А..М. НиiШишн, 1992): А - общелитосферпая складчатость с характерной длиной волны около 360 км;

В - складчатость в коровой 30+50 км; С - складчатость

части литосферы с характерной длиной волны

в верхнекоровам слое с длиной волны

4+9

км,

А+В+С- итоrовая картина

было высказано предположение о существовании. особого ряда бегущих волн деформации, под действием которых происходит перенос массы деформируемых тел, жидкостей и газов. Бегущая приливпая волна в твёрдой Земле приводит к медленному тан­ генциальному перемещению слоёв или блоков коры. Все точки тела, находящиеся в движущейся волне деформации, совершают шаговые

смещения

вдоль

движения

волны,

тогда

как

участки

тела вне волны находятся в покое. Таким образом, движения но­ сят дискретно-волновой характер. В результате их проявления в одних местах коры возникают участки сжатия, в других

-

растя­

жения. Последние можно рассматривать как рифты пассивного

типа. Этим же механизмом можно в первом приближении объяс­ нить и явление образования литосферных складок.

8.5.

КИНЕМАТИКА ДВИЖЕНИЯ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ

С помощью инструментальных методов уже давно установле­

ны существенные горизонтальные персмещения литосферных плит. В последние 20+30 лет с помощью космической геодезии

230

ведутся мониторингоные наблюдения за этими процессами. Ис­ пользуются различные спутниковые системы:

лазерное

зондирование),

VLBY

SLR

(спутниковое

(радиоинтерферонометрия

на

сверхдлинных базах), ЛАГЕОС (лазерный геосателит). Исполь­ зование техники инструментом

GPS

в геодинамических целях стало ведущим

изучения

современных

тектонических

движений

на разных масштабных уровнях. В настоящее время эта система располагает более 100 станциями наблюдений на всех континен­ тах и многих океанических островах.

Результаты

наблюдений

обрабатываются в семи аналитических центрах, расположенных в Европе, США и Канаде. Приведем некоторые данные монито­ рингоных наблюдений. Максимальные скорости перемещения до 70+80 ммjгод в се­ веро-западном направлении, выявлены на островах Тихого океа­

на; на Калифорнийском побережье скорость дрейфа составила 40 мм/год; на острове Пасхи зафиксировано движение со скоро­ стью 62+ 72 ммjгод. Евразийская плита движется навстречу ост­ ровам Тихого океана со скоростью 25+30 ммjгод; восточная часть Евразийской плиты перемещается на восток-юго-восток со скоростью 25+30 ммjгод; Африканская плита - на северо-восток со скоростью 24 мм/год и т.д. Данные космической геодезии показывают, что движения ли­ тосферных плит порой испытывают вращательный момент. Так,

наблюдения за Евразией и Северной Америкой свидетельствуют о вращении каждой из плит как целого. Несмотря на сложность траекторий движения каждой литосферной плиты, этот процесс

может быть описан кинематической моделью. В её основе лежит представление о согласованном перемещении литосферных плит по сферической Земле, известное как теорема Л. Эй:Лера (1776).

Согласно ей, любое перемещение жесткой оболочки по поверх­ ности сферы можно определить путём её вращения вокруг фик­ сированной оси, проходящей через центр сферы. Для описания движения необходимо выбрать систему отсчёта, под которой следует понимать систему координат, скреплённую с неподвиж­ ными телами, и часы. В тектонике плит всегда рассматривают относительное движение двух плит, с одной из которых мыс­

ленно

можно

совместить

систему

координат.

Часами

будут

служить полосовые магнитные аномалии (геомагнитная шкала) (рис. 93). Ось вращения пересекает поверхность сферы (в её роли вы­ ступает земной шар) в двух точках

-

это полюса вращения, или

эйлеровые полюса. Дуги больших кругов, проходящих через по­ люса вращения, называются эйлероными меридианами, а секу­

щие их вкрест долготные круги - эйлероными параллелями. Если известен полюс вращения плиты (точка Р) (рис. 94), то радиус

231

с

1 ю Рис. 93. В соответствии с теоремой Эйлера движение JIИТОСферных ПJ1НТ по поверхности сферы можно представиrь ках враще­ ние вокруr оси, проходщей через центр сферы. Трансформные разломы дают направление •эйлеровых широт•. Линейная скорость (на рисунке - скорость спрединrа) нарастает по мере удаления от полюса вращения (Э - •эйлеров полюс•). Справа - схема по К. Ле Пишону и др., 1973: определение координат полюса вращения по пересечению срединных перпендикуляров

к линиям большого круга, проходяшим через точки А-А 1 и В-В 1 ; а - угол вращения, соответствуюший персмешению точек

Рис.

94.

Геометрическое поетроение дли

определеНИJI скорости в точке

дящейс.я

на

уrловом

К, нахо­

рассто.IIНИН

А

от

полюса вращеНИJI Р

о

окружности

(Rt),

описанной точкой

К вокруг мгновений оси

вращения ОР, равен

Rt

R·sin 11,

=

где R - радиус Земли; 11 - угловое расстояние между точками К и Р по дуге большого круга. Угловую скорость вращения плиты относительно мгновений ·оси вращения обозначим через ro, измеряемую в rрадjгод или смjгод. Учитывая, что на Земле 1° дуги по долготе соответствует

111 км, получим 1 rрадjгод = 1,11-107 см/год. Угловая (ro) и ли­ нейная (v) скорости связаны соотношением

v

=

0,01745Rrosinl1,

где численный коэффициент избран так, что

смjгод при ro в rрадjгод; R

=

v

получается в

6,371·108 см - радиус Земли; fJ. -

угловое расстояние между точкой наблюдения и полюсом вра­ щения.

Используя эти же параметры, можно определить расстояние по поверхности Земли между точками Р и К (S):

s =м. Угловое расстояние 11 между i-м полюсом вращения (1j11, е;) и точкой с географическими координатами (ljl, е), расположенными на одной из двух рассматриваемых плит, можно рассчитать по

формуле

cos 11

=

где е =

sin е sin el (cos "' cos 1t/2 - е

ljl;

+ sin "' sin

ljl;)

+ cos е cos е;'

- полярное расстояние; е - широта.

Приведённые формулы позволяют определить расстояние по поверхности Земли между двумя точками,

если задана их широ­

та и долгота; найти относительную скорость двух плит в произ­ вольной точке на границе между ними, если заданы широта и 2ЗЗ

долгота этой точки. С целью проверки правильиости этих рассу­

ждений Ю.И. Галушкиным и С.А. Ушаковым в своё время была составлена и просчитана модель системы литосферных плит, в

которой участвует большинство плит, занимающие 90 % поверх­ ности Земли. Было использовано 83 значения линейных скоро­ стей на границах плит и 186 азимутов направлений относитель­ ных движений. Проверка показала, что, по крайней мере, послед­ ние 1О млн лет литосферные плиты ведут себя как жесткие тела, перемещающиеся по сфере.

Указанными авторами были вычислены значения перемеще­ ния отдельных плит за плейстоцен, т.е. за последний 1 млн лет. Так, Гренландия отодвинулась от Европы в среднем на 20 км. В

районе Северного полюса подводный хребет Ломоносова отодви­ нулся от Европы на 10 км. Северная Атлантика, между Амери­ кой и Европой, расширилась на 23-:-25 км, а между Африкой и Северной Америкой - на 26-:-28 км. Африка и Южная Америка раздвинулись за плейстоцен на 30 (по 10° с.ш.) и на 40 (по 20-:-30° ю.ш.) км. Африка и Антарктида отошли друг от друга на 16 км, а Австралия удалилась от Антарктиды на 70-:-75 км. Впадина Тихого

океана за плейстоцен

сократилась на рас­

стояние от 15 (на севере) до 35 км (в районе экватора). За по­ следний миллион лет под Южно-Американский континент подо­ двинулась полоса океанической литосферной плиты Наска ши­ риной около 100 км, под Центральную Америку - край плиты Кокос шириной около 75 км.

В жёлобе Тонга за плейстоцен погрузилась в мантию полоса океанской литосферы Тихоокеанской плиты шириной от 60 км

(на юге) и до 100 км (на севере). В Марианеком жёлобе проис­ ходит погружение самой древней юрской части Тихоокеанской плиты, причём за последний миллион лет уже исчезла в зоне поддвига полоса шириной 30-:-45 км. Весьма интенсивное подо­

двигание фиксируется Филиппинской плиты под остров Лусон 95 км за последний миллион лет. За это же время под Курило­ Камчатской дугой поглощена полоса океанской литосферы ши­ риной до 100 км. В сжатом состоянии находится Альпийско- Гималайский пояс, где за плейстоцен сокращено пространство от нескольких км до

40+50

км в районе Памира и Гималаев (рис.

95).

На основании приведённых выше формул вычислена линей­ ная скорость смещения литосферных плит относительно геогра­

фической

системы

координат.

Крупные

океанические

плиты

имеют линейную скорость перемещения в несколько раз боль­ шую, чем континентальные плиты. Так, Евразийская плита за последний миллион лет сместилась к востоку

среднем на

234

10

-

юго-востоку в

км. Самое медленное движение испытывает Ан-

[2]1 112

EZZ]з

Рис. 95. Глобальная кннемаm:ческаЯ картина современного aбcoJDOm:oгo двнжеННJI JIJIТОСферных плит ( С.А. Уша"ов, Ю.Н. Га111f11'1'11Н, 1978): 1 - линейная скорость nеремещения в различных nуиктах литосферных плит (см. год); 2 - nоложение nолюса мгновенного враще­ ния плит и эллиnс 95 % доверительной вероятносш; J - Циркум-Тихоокеанский и Альnийско-Гималайский nояса nланетарного сжатия литосферы

тарктическая плита, далее следует Евразийская и Африканская.

Самые большие линейные скорости зафиксированы у Тихооке­ анской плиты: до

100

км за миллион лет.

Таким образом, принятая кинематическая модель движения литосферных плит позволяет вычислить линейную скорость их движения и определить их кинематику за поздний мезозой и кайнозой.

Контрольные вопросы

1. Какие модели геодинамикИ Литосферы Вам известны? 2. Охарактеризуйте классическую геосинклинальную модель геодинамики литосферы.

Перечислите недостатки геосинклинальной модели. Какие данные были положены в основу плитотектониче­ ской модели геодинамики литосферы? 5. Что понимается под литосферными плитами? Какие плиты Вам известны? Назовите их и покажите их на карте. 6. Дайте определение концепции тектоники литосферных

3. 4.

плит.

7. Поясните свойство плавучести литосферных плит. 8. Перечислите основные положения концепции ТЛП. 9. Какие типы границ литосферных плит Вам известны? 10. Что понимается под дивергентными (конструктивными) границами?

11.

Почему происходит выплавление базальтовой составляю-

щей под рифтовыми долинами океанов?

Что такое спрединг? Поясните этот процесс. Типы СОХ в зависимости от скорости спрединга. Что такое сзеркало астеносферы•? Расскажите о явлении сперескока• рифтовых долин океа­ нов. Примеры.

12. 13. 14. 15. 16.

Что

за

явление

прямой

и

обратной

намагниченности

базальтовых пород океанического дна?

17. Как с помощью данных магнитной шкалы можно картиро­ вать дно Мирового океана? 18.

Как образуется габбро-серпентинитовый слой океаниче­

ской коры?

Приведите реакцию гидратации океанической коры. Как теоретически определить мощность океанической ли­ тосферы? Амплитуду прогибания дна (blt)? Скорость погруже­

19. 20.

ния плиты?

21. Что следует понимать под кристаллизационной моделью образования коры? 2З6

22. Охарактеризуйте конвергентные (деструктивные) границы

литосферных плит.

23. При каких условиях океаническая литосфера обладает

свойством плавучести и теряет его?

24. Как глубоко в мантию может проникать субдуцирующаяся литосферная плита: (слэб)? 25. Типы зон субдукции. 26. Морфология зон субдукций. 27. Какие явления и процессы изучает научное направление ~субдуктология•? 28. Поясните механизм затягивания осадков в зону поддвига? Доказательства. 29. При каких условиях образуются аккреционные призмы? Примеры. 30. Что такое процесс эдукции? Почему он возникает? 31. Расскажите о явлении местного разогрева под островными дугами.

32. Как определить удельное количество тепла при сдвиговых деформациях в зоне субдукции (q)? Чему оно равно? 33. Какие механизмы отвода тепла из-под зон субдукции Вы знаете?

34. 35. 36. 37.

Расскажите о процессе дегидратации океанической коры.

Что такое •водоминеральный поток•? Как он образуется? Какова скорость выделения воды под зонами субдукции? Расскажите о возможном метасоматическом механизме ге­

незиса гранитов.

38.

Современное

понимание

геосинклинального

процесса

и

геосинклиналей.

39.

Геодинамические режимы геосинклиналей (по О.Г. Сорох-

тину).

40. 41. 42. 43.

Что следует понимать под обдукцией? Каковы возможные механизмы возникновения обдукции? Типы горноскладчатых областей с позиции ТЛП. Охарактеризуйте

горноскладчатые

пояса

аккреционного

типа. Примеры. 44. Охарактеризуйте

горноскладчатые

пояса

коллизионного

типа. Примеры.

45. 46. 47. 48. 49.

Охарактеризуйте пояса межплитного торошения. Примеры. Понятие об окраинных морях. Их типы. Различные модели образования окраинных морей. Дайте характеристику границам скольжения. Какие внутриплитные тектонамагматические явления вы

знаете?

50. 51.

Каков возможный механизм внутриплитного магматизма? То же, для вертикальных тектонических движений.

237

Понятие о литосферных складках. Кинематика движения литосферных плит? Эйлера. 54. Практические следствия из теоремы Эйлера.

52. 53.

Глава

Теорема

9

ДВУХЪЯРУСНАЯ ТЕКТОНИКА

ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ Концепция тектоники литосферных плит (ТЛП) успешно объясняет планетарные закономерности строения и эволюции

литосферы. В её классической интерпретации литосферная обо­ лочка рассматривается в виде нескольких жестких, недеформи­ руемых

плит,

двигающихся

в

горизонтальном

направлении

по

поверхности пластичной астеносферы. Такой подход дал воз­ можность исследователям применять сравнительно простой фи­ зико-математический аппарат для описания перемещения плит, их реакции на нагрузки. Используемые модели находили под­ тверждение фактическими геолого-геофизическими данными. Это укрепило уверенность в непогрешимости тектоники лито­

сферных плит. При этом не учитывалось, что постулаты этой концепции основывались на схематизации и упрощении реально­

сти. Действительно, при описании глобальных геологических со­ бытий, при горизонтальном перемещении плит в тысячи кило­ метров,

уровень

точности

и

детальности

анализа

находился

в

соответствии с грубостью исходных положений. Однако ситуация изменилась, когда классическую ТЛП стали применять к решению

региональных геологических процессов с

масштабом перемещения в сотни километров. Потребовалась бо­ лее высокая точность построений и моделей. Выяснилось, что в действительности литосферные плиты не являются монолитны­

ми телами, а характеризуются вертикальной физической и рео­ логической зональностью. Переход от больших литосферных

плит к малым выявил, что последние ведут себя как литосфер­ ные •кубики•, и к ним не может быть применён физико­ математический аппарат ТЛП, в частности теорема Л. Эйлера. Такие геологические процессы и явления, как формирование крупных поясов сжатия, внутриплитные деформации, контраст­

ность вертикальных движений на платформах не могут быть конструктивно решены в рамках традиционных положений ТЛП. В связи с изложенным, возникла необходимость перейти от упрощенных представлений о жёсткости и однородности лито-

238

сферных плит к систематическому изучению деформационных свойств физически неоднородной литосферы. Идеи о расслоеи­ ности литосферы высказывали ещё в начале 60-х годах прошлого столетия. В 1961 г. советский геолог, академик А.В. Пейве пред­ положил, что сейсмические разделы Конрада и Мохоровичича

представляют собой некие поверхности срыва и скольжения, к уровню которых и приурочены наблюдаемые резкие изменения физических свойств горных пород. Геология этого феномена бы­ ла изложена им несколько позже, в 70-х годах. В это же время

появились геофизические доказательства непосредственной связи этих границ с пологими надвигами, наблюдаемыми на дневной поверхности. Этими работами была обоснована идея о тектони­ ческой расслоенности (деламинации) литосферы. Ее суть своди­ лась к следующему:

- в верхних частях литосферы геологическими признаками расслоенности литосферы являются сорванные покровы, парал­ лельные диабазовые дайки, пластические деформации, тектони­ ческие брекчии (меланж); - тектонические движения в земной коре могут осуществ­ ляться двояким путем: пластическими течениями вещества внут­

ри слоёв и разрывно-глыбовыми перемещениями в вертикальной плоскости;

-

структурный план в разрезе литосферы существенно меня­

ется с переходом от одного слоя к другому.

В

1990

г. Ю.М. Пущаронекий определил явление тектониче­

ской расслоенности литосферы, как результат дифференцирован­

ного по скорости субгоризонтального смещения глубинных масс

литосферы, которое сопровождается срывом литопластин с обра­ зованием тектонических ансамблей скучивания в одних местах и деструкцией в других.

Модель тектонической расслоенности литосферы хорошо увя­ зывалась с сейсмическими данными о существовании в земной коре особых слоёв с пониженной скоростью распространения сейсмических волн (так называемый волноводов или короных астенослоёв ).

Слои с пониженной скоростью упругих колебаний были об­ наружены как на платформах, так и в горнаскладчатых областях (см. главу

1).

Чаще всего волноводы обнаруживались в •гранит­

ном• слое коры в интервале глубин от 8+10 до 15+20 км. Наибо­

лее резкий перепад скоростей и наименьшие абсолютные их зна­ чения внутри слоя (5,5+5,6 км/с) установлены в рифтах и гор­ ных сооружениях. На платформах перепад скоростей меньше, а

внутри- волноводовые скорости составляют 5,8+6,1 кмjс. В ряде мест волноводы выделялись и в •базальтовом• слое коры (Бо­ гемский массив, Карпаты, Рейнский грабен и др.) и даже в её 239

низах. Но чаще всего они являются принадлежиостью верхнего и среднего слоёв коры, а снижение скорости происходит в преде­

лах от О, 1+0,2 до

1,0 км/с (рис. 96). В качестве возможных причин возникновения инверсии ско­ ростей называются следующие: -

наличие зон повышенной трещинноватости и рассланцован­

ности, приуроченных к субгоризонтальным поверхностям текто­ нических срывов или дроблений; - повышение пластовых температур, что неизбежно должно повлечь снижение скорости волн;

-

наличие

магматических

очагов

в

недрах

гарноскладчатых

областей (например, неостывший вулканический расплав под Эльбрусеким массивом). Это явление присуще для молодых гор­ носкладчатых сооружений альпийского возраста.

О возможности аномального повышения температуры в не­

драх земной коры можно судить, главным образом, исходя из теоретических расчётов. В частности, такие исследования, прове­

дённые для

Украинского

щита,

на основе экспериментальных

данных, показывают, что температурные условия на глубинах 10+20 км достаточны, чтобы скорость сейсмических волн в поро­ дах, слагающих Украинский щит, уменьшилась на 0,1+0,2 кмjс. Но, вероятно, более распространенной причиной инверсии скоростей в отдельных субгоризонтальных зонах коры может являться тектоническая трещинноватость. Так, данные, получен­

ные в ходе бурения Кольской сверхглубинной скважины, устано­ вили подобные зоны повышенной трещинноватости на глубинах порядка 5+6 км и 1О км. В последнем случае трещины были за­ полнены высокоминерализованными растворами.

Сейсмические исследования структуры земной коры в южных районах Восточной Сибири показали, что основная часть слоёв с пониженной

скоростью в этом регионе соответствует пологим

мощным зонам

милонитов, связанных с крупными надвигами

(А.А. Артемьев, 2005). Зоны милонитов (сильно раздробленная и перетертая порода с отчетливой сланцеватой структурой) обла­ дают сейсмической анизотропией и проявляются как слои пони­

женной скоростью в волнах, пересекающих слои в субортого­ нальном направлении.

Изложенное заставило учёных составить принципиально но­ вую модель литосферы, где учитывалось её свойство деламина­

ции. Наиболее законченный вид эта модель получила в трудах Л.И. Лобкавекого (1988), который исходя из экспериментальных данных по реологии горных пород, математического моделирова­

ния, составил реальную картину реологической стратификации континентальной и океанической литосферы для разных rеоди­

намических обстановок,

240

характериэующихся различным тепло-

а О

б

S

1о 120 1301-

401-

\

6

7

···:.f

\

8 км/с

о

в

4

,,,,

1о 120 [

ij../

t