Мантия Земли
Мантия Земли (Ботт, 1974; Белоусов, 1975; Сорохтин, 1974) подобно ядру внутренне неоднородна. Она расчленяется на три слоя: верхнюю мантию (от раздела М до глубин примерно 400 км), переходную зону или слой Голицына (глубины 400–1000 км) и нижнюю мантию (глубины 1000–2900 км). Мантия имеет ультраосновной состав, близкий к составу перидотитов и хондритов. Их преобладающими минералами являются пироксен и оливин. Поэтому вещество мантии Д. Грин и А. Рингвуд ещё в 1967 г. назвали условно «пиролитом».
Одной из наиболее важных особенностей вещества мантии является способность порождать базальтовую магму. Базальты в виде сплошного слоя мощностью 1.5–2.5 км распространены в земной коре океанов и очень часто встречаются в коре континентов. Многочисленные эксперименты показывают, что базальты образуются в результате частичного (5–10 %) расплавления различных ультраосновных пород главным образом за счёт зёрен пироксена и граната при температурах от 1 225 до 1 500 °С. При этом в зависимости от давления в зоне плавления базальты приобретают несколько отличные составы. Д. Грин и А. Рингвуд (1968) показали, что щёлочность базальтов прямо связана с глубиной их рождения: высоко-глиноземистые оливиновые толеиты рождаются, по всей вероятности, на глубинах порядка 30 км, щелочные оливиновые базальты — на глубинах от 35 до 60 км, а пикриты — около 90 км. Вместе с тем отмечается, что источником главной части базальтовой магмы являются глубины порядка 60 км.
Базальты и другие породы мантийного происхождения, например кимберлиты, выносят на земную поверхность обломки пород, составляющих мантию. Эти обломки, которые называются ксенолитами, служат источником прямой информации о вещественном составе верхней мантии. По данным В. Г. Лутца, В. С. Соболева и других исследователей ксенолиты, выявленные на континентах, представлены преимущественно гранатовыми перидотитами, гранатовыми лерцолитами, гранатовыми гарцбургитами, верлитами, дунитами, пироксенитами, пироп-диопсидовыми, пироп-диопсид-энстатитовыми эклогитами и менее глубинными шпинелевыми перидотитами, альпинотипными породами ультраосновного состава, подобными офиолитам эвгеосинклиналей. Значит, мантия под континентами, хотя и сложена главным образом перидотитами, в вещественном отношении крайне неоднородна. Под океанами она более однородна (Белоусов, 1975). Представляющие её породы найдены в обрывах рифтовых долин срединноокеанических хребтов. Это также перидотиты, но гораздо более однообразного состава.
В. Г. Лутц (1973), сравнив составы верхнемантийных пород и хондритов, пришёл к выводу, что последние ближе всего по составу к наиболее глубинным мантийным породам — гранатовым перидотитам, хотя и отличаются от них большим содержанием щелочных, щёлочно-земельных, радиоактивных и редкоземельных элементов, т. е. теми элементами, которыми чрезвычайно обогащена земная кора континентов, а также содержанием железа — элемента, характерного для внутренних частей планеты. Вероятно, верхнемантийные породы — это остатки первичного вещества планеты, утратившие определённую группу элементов в процессе химической и термогравитационной дифференциации. Часть этих элементов вынесена вверх «сквозьпроникающими» флюидными растворами и магматическими расплавами, часть «утонула» в нижних слоях мантии и ядре Земли.
О составе слоя Голицына и нижней мантии прямых данных нет. На основании экспериментов с породами верхнемантийного состава принимается, что в нижней мантии распространены породы, подобные первичному веществу планеты хондритам, в которых некоторые минералы перешли в свои сверхплотные модификации, например, оливин в шпинель, пироксен в гранат, кварц в стишовит и коэсит. Так как подобные фазовые превращения минералов происходят в основном в термодинамических условиях слоя Голицына, то скорости прохождения сейсмических волн и средние плотности вещества сверху вниз по разрезу мантии нарастают неравномерно: вблизи кровли верхней мантии плотность равна 3.3 г/см3, скорость прохождения продольных волн 8.1 км/с; к низам верхней мантии плотность возрастает до 3.6 г/см3, скорость до 9 км/с; в интервале слоя Голицына плотность быстро возрастает от 3.6 до 4.6 г/см3, скорость — от 9 до 11.5 км/с; в интервале нижней мантии плотность увеличивается от 4.6 до 5.6 г/см3, скорости продольных волн — от 11.5 до 13.6 км/с.
В верхней мантии под континентами ориентировочно в интервале глубин 100–250 км, а под океанами — в интервале 50–350 км располагается слой с относительно пониженными значениями плотности вещества и скорости прохождения сейсмических волн. В этом слое уменьшение плотности достигает 0.1 г/см3, уменьшение скорости продольных волн — 0.4 км/с, поперечных волн — 0.3 км/с. Слой не имеет резких границ. С выше- и нижележащими мантийными массами он связан постепенными переходами. Слой называется волноводом или, в честь открывшего его геофизика Б. Гутенберга (1953 г.), слоем Гутенберга. Предполагается, что вещество слоя находится в частично расплавленном состоянии и представляет собой своеобразную «кашу», состоящую из жидких (промазок, прослоев, капельных проявлений базальтового расплава) и твёрдых (главным образом оливиновых остатков перидотита) компонентов. Объем базальтовых выплавок вряд ли превышает 1 %. Вследствие наличия жидких расплавов слой характеризуется во много десятков раз повышенной электропроводностью и резко (в 1 000 раз) пониженной вязкостью, которая составляет 1020—1021 пуаз. Последнее послужило основанием для разделения масс, лежащих выше слоя Голицына, на астеносферу (греч. астенос — слабый), соответствующую волноводу, и литосферу , т. е. каменную сферу, включающую надастеносферные горизонты мантии и земную кору. Поскольку все тектонические, магматические и метаморфические проявления на поверхности Земли обусловлены активной совместной ролью астеносферы и литосферы, то В. В. Белоусов (1975) предложил объединить эти две оболочки под общим названием тектоносфера Земли.
Толщина и положение астеносферы в разрезе верхней мантии переменны. В тектонически активных областях планеты, характеризующихся значительным разогревом недр, она имеет большую мощность, достигающую 200–300 км, а её поверхность часто совмещается с подошвой земной коры. Здесь в составе литосферы остаётся одна лишь земная кора. Наоборот, в областях относительного тектонического покоя астеносфера имеет небольшую (100–200 км) мощность, а её поверхность располагается значительно ниже подошвы коры. Например, под океаническими равнинами поверхность астеносферы отмечается на глубинах 60–100, подошва — 250–300 км. Под континентальными равнинами астеносфера располагается на глубинах порядка 100 км и имеет толщину около 150 км. Под континентальными областями с предельно глубоким охлаждением недр, например под Канадским и Балтийским щитами, волноводы ещё более слабо выражены. Причём регистрируются они только по поперечным сейсмическим волнам. Поэтому возможно, что местами они вообще отсутствуют.
Волноводы известны также и в нижней мантии (М. Чиннери, М. Токзоц, А. Дуглас, Д. Корбишли). Здесь они располагаются на глубинах около 1 900 км и имеют небольшую мощность. Кроме того, как в верхней, так и в нижней мантии выделяется несколько волноводов с ограниченным площадным распространением, названных астенолинзами (Пейве, Савельев, 1982).
Наличие в составе мантии двух планетарных волноводов и множества астенолинз, образованных полурасплавленной базальт-гипербазитовой массой, позволяет считать, что мантия в целом находится в твёрдом состоянии, но критическом, близком к частичному расплавлению. Такое состояние мантии приводит к заметному снижению прочности слагающих её масс. Если прочность земной коры на сжатие достигает 1 000 бар (такой величины разность давлений наблюдается в подошве высоких горных хребтов, например Гималаев), а по наиболее крепким горным породам даже 1 500 (граниты) и 2 000 бар (дуниты, пироксениты), то прочность пород нижней мантии не превышает 160 бар (оценки прочности разными методами дают значения от 50 до 160 бар), а прочность вещества астеносферы составляет всего 20 бар (Ботт, 1974). Важно, что породы мантии не обладают способностью к хрупкому разрушению. Хрупкие деформации характерны только для верхней части литосферы, а в более глубоких частях литосферы и в мантии благодаря росту температуры недр с глубиной хрупкие деформации сменяются пластическим течением. Именно этим объясняются следующие факты: 1 — до сих пор не было зарегистрировано ни одного землетрясения с очагом, расположенным вне литосферы; 2 — свыше 75 % энергии, выделяющейся при землетрясениях, связано с приповерхностными землетрясениями, имеющими очаги в интервале глубин от 0 до 70 км, а с глубокими, очаги которых размещаются глубже 30 км, — только 3 %; 3 — землетрясения, связанные с образованием разломов в горных породах, характерны только для небольших (до 15–30 км) глубин. На более значительных глубинах землетрясения имеют иные физические механизмы: неустойчивость ползучести, связанная с образованием небольших зон плавления, быстрые фазовые превращения вещества и другие, ещё не выясненные явления.
Как уже было отмечено, ограничениями мантии служат сейсмические разделы Гутенберга (снизу) и Мохоровичича (сверху). Природа нижнего раздела сейчас представляется относительно ясной. Этот раздел приурочен к контакту материальных масс, имеющих разное агрегатное (физическое) состояние, разную плотность и разный химический состав: твёрдых ультраосновных силикатных пород мантии, имеющих плотность 5.6 г/см3, и жидкого железо-никелевого вещества внешнего ядра, плотность которого сразу ниже мантии равна 9.5 г/см3.
Менее определённо решается вопрос о природе раздела М. Существует несколько вариантов его интерпретации, что, по нашему мнению, доказывает разнородность этого раздела. Нам более вероятно, под океанами (по Г. Хессу) и под некоторыми древними складчатыми областями континентов (по И. А. Резанову) он отделяет ультраосновное вещество мантии от продукта его гидратации — серпинтинизированного горнопородного комплекса. Последний имеет пониженную плотность, и только поэтому включается в состав «геофизической» земной коры. Под фанерозойскими складчатыми областями этот раздел находится между ультраосновным веществом мантии и гранулитовым комплексом земной коры, имеющим средний и основной химический состав. Подобластями континентов, находящимися в состоянии тектонической активизации и повторного орогенеза (под дейтероорогенами), сейсмический раздел М располагается внутри мантии — между плотным твёрдым, холодным и относительно менее плотным, полурасплавленным мантийным веществом, подобным тому, которое находится в астеносфере. Это полурасплавленное вещество представляет собой базальт-гипербазитовую смесь, имеет пониженную (до 3.0–3.1 г/см3) плотность и поэтому условно включается в состав земной коры, обособляясь в теле коры под названием «аномальной мантии». Наконец, под континентальными областями, пережившими в прошлом состояние дейтероорогенеза, раздел М отделяет коровый гранулитовый комплекс от эклогит-гипербазитовой раскристаллизованной смеси, в которую под воздействием высокого геостатического давления превратилась, остывая, бывшая базальт-гипербазитовая аномальная мантия".
Одной из наиболее важных особенностей вещества мантии является способность порождать базальтовую магму. Базальты в виде сплошного слоя мощностью 1.5–2.5 км распространены в земной коре океанов и очень часто встречаются в коре континентов. Многочисленные эксперименты показывают, что базальты образуются в результате частичного (5–10 %) расплавления различных ультраосновных пород главным образом за счёт зёрен пироксена и граната при температурах от 1 225 до 1 500 °С. При этом в зависимости от давления в зоне плавления базальты приобретают несколько отличные составы. Д. Грин и А. Рингвуд (1968) показали, что щёлочность базальтов прямо связана с глубиной их рождения: высоко-глиноземистые оливиновые толеиты рождаются, по всей вероятности, на глубинах порядка 30 км, щелочные оливиновые базальты — на глубинах от 35 до 60 км, а пикриты — около 90 км. Вместе с тем отмечается, что источником главной части базальтовой магмы являются глубины порядка 60 км.
Базальты и другие породы мантийного происхождения, например кимберлиты, выносят на земную поверхность обломки пород, составляющих мантию. Эти обломки, которые называются ксенолитами, служат источником прямой информации о вещественном составе верхней мантии. По данным В. Г. Лутца, В. С. Соболева и других исследователей ксенолиты, выявленные на континентах, представлены преимущественно гранатовыми перидотитами, гранатовыми лерцолитами, гранатовыми гарцбургитами, верлитами, дунитами, пироксенитами, пироп-диопсидовыми, пироп-диопсид-энстатитовыми эклогитами и менее глубинными шпинелевыми перидотитами, альпинотипными породами ультраосновного состава, подобными офиолитам эвгеосинклиналей. Значит, мантия под континентами, хотя и сложена главным образом перидотитами, в вещественном отношении крайне неоднородна. Под океанами она более однородна (Белоусов, 1975). Представляющие её породы найдены в обрывах рифтовых долин срединноокеанических хребтов. Это также перидотиты, но гораздо более однообразного состава.
В. Г. Лутц (1973), сравнив составы верхнемантийных пород и хондритов, пришёл к выводу, что последние ближе всего по составу к наиболее глубинным мантийным породам — гранатовым перидотитам, хотя и отличаются от них большим содержанием щелочных, щёлочно-земельных, радиоактивных и редкоземельных элементов, т. е. теми элементами, которыми чрезвычайно обогащена земная кора континентов, а также содержанием железа — элемента, характерного для внутренних частей планеты. Вероятно, верхнемантийные породы — это остатки первичного вещества планеты, утратившие определённую группу элементов в процессе химической и термогравитационной дифференциации. Часть этих элементов вынесена вверх «сквозьпроникающими» флюидными растворами и магматическими расплавами, часть «утонула» в нижних слоях мантии и ядре Земли.
О составе слоя Голицына и нижней мантии прямых данных нет. На основании экспериментов с породами верхнемантийного состава принимается, что в нижней мантии распространены породы, подобные первичному веществу планеты хондритам, в которых некоторые минералы перешли в свои сверхплотные модификации, например, оливин в шпинель, пироксен в гранат, кварц в стишовит и коэсит. Так как подобные фазовые превращения минералов происходят в основном в термодинамических условиях слоя Голицына, то скорости прохождения сейсмических волн и средние плотности вещества сверху вниз по разрезу мантии нарастают неравномерно: вблизи кровли верхней мантии плотность равна 3.3 г/см3, скорость прохождения продольных волн 8.1 км/с; к низам верхней мантии плотность возрастает до 3.6 г/см3, скорость до 9 км/с; в интервале слоя Голицына плотность быстро возрастает от 3.6 до 4.6 г/см3, скорость — от 9 до 11.5 км/с; в интервале нижней мантии плотность увеличивается от 4.6 до 5.6 г/см3, скорости продольных волн — от 11.5 до 13.6 км/с.
В верхней мантии под континентами ориентировочно в интервале глубин 100–250 км, а под океанами — в интервале 50–350 км располагается слой с относительно пониженными значениями плотности вещества и скорости прохождения сейсмических волн. В этом слое уменьшение плотности достигает 0.1 г/см3, уменьшение скорости продольных волн — 0.4 км/с, поперечных волн — 0.3 км/с. Слой не имеет резких границ. С выше- и нижележащими мантийными массами он связан постепенными переходами. Слой называется волноводом или, в честь открывшего его геофизика Б. Гутенберга (1953 г.), слоем Гутенберга. Предполагается, что вещество слоя находится в частично расплавленном состоянии и представляет собой своеобразную «кашу», состоящую из жидких (промазок, прослоев, капельных проявлений базальтового расплава) и твёрдых (главным образом оливиновых остатков перидотита) компонентов. Объем базальтовых выплавок вряд ли превышает 1 %. Вследствие наличия жидких расплавов слой характеризуется во много десятков раз повышенной электропроводностью и резко (в 1 000 раз) пониженной вязкостью, которая составляет 1020—1021 пуаз. Последнее послужило основанием для разделения масс, лежащих выше слоя Голицына, на астеносферу (греч. астенос — слабый), соответствующую волноводу, и литосферу , т. е. каменную сферу, включающую надастеносферные горизонты мантии и земную кору. Поскольку все тектонические, магматические и метаморфические проявления на поверхности Земли обусловлены активной совместной ролью астеносферы и литосферы, то В. В. Белоусов (1975) предложил объединить эти две оболочки под общим названием тектоносфера Земли.
Толщина и положение астеносферы в разрезе верхней мантии переменны. В тектонически активных областях планеты, характеризующихся значительным разогревом недр, она имеет большую мощность, достигающую 200–300 км, а её поверхность часто совмещается с подошвой земной коры. Здесь в составе литосферы остаётся одна лишь земная кора. Наоборот, в областях относительного тектонического покоя астеносфера имеет небольшую (100–200 км) мощность, а её поверхность располагается значительно ниже подошвы коры. Например, под океаническими равнинами поверхность астеносферы отмечается на глубинах 60–100, подошва — 250–300 км. Под континентальными равнинами астеносфера располагается на глубинах порядка 100 км и имеет толщину около 150 км. Под континентальными областями с предельно глубоким охлаждением недр, например под Канадским и Балтийским щитами, волноводы ещё более слабо выражены. Причём регистрируются они только по поперечным сейсмическим волнам. Поэтому возможно, что местами они вообще отсутствуют.
Волноводы известны также и в нижней мантии (М. Чиннери, М. Токзоц, А. Дуглас, Д. Корбишли). Здесь они располагаются на глубинах около 1 900 км и имеют небольшую мощность. Кроме того, как в верхней, так и в нижней мантии выделяется несколько волноводов с ограниченным площадным распространением, названных астенолинзами (Пейве, Савельев, 1982).
Наличие в составе мантии двух планетарных волноводов и множества астенолинз, образованных полурасплавленной базальт-гипербазитовой массой, позволяет считать, что мантия в целом находится в твёрдом состоянии, но критическом, близком к частичному расплавлению. Такое состояние мантии приводит к заметному снижению прочности слагающих её масс. Если прочность земной коры на сжатие достигает 1 000 бар (такой величины разность давлений наблюдается в подошве высоких горных хребтов, например Гималаев), а по наиболее крепким горным породам даже 1 500 (граниты) и 2 000 бар (дуниты, пироксениты), то прочность пород нижней мантии не превышает 160 бар (оценки прочности разными методами дают значения от 50 до 160 бар), а прочность вещества астеносферы составляет всего 20 бар (Ботт, 1974). Важно, что породы мантии не обладают способностью к хрупкому разрушению. Хрупкие деформации характерны только для верхней части литосферы, а в более глубоких частях литосферы и в мантии благодаря росту температуры недр с глубиной хрупкие деформации сменяются пластическим течением. Именно этим объясняются следующие факты: 1 — до сих пор не было зарегистрировано ни одного землетрясения с очагом, расположенным вне литосферы; 2 — свыше 75 % энергии, выделяющейся при землетрясениях, связано с приповерхностными землетрясениями, имеющими очаги в интервале глубин от 0 до 70 км, а с глубокими, очаги которых размещаются глубже 30 км, — только 3 %; 3 — землетрясения, связанные с образованием разломов в горных породах, характерны только для небольших (до 15–30 км) глубин. На более значительных глубинах землетрясения имеют иные физические механизмы: неустойчивость ползучести, связанная с образованием небольших зон плавления, быстрые фазовые превращения вещества и другие, ещё не выясненные явления.
Как уже было отмечено, ограничениями мантии служат сейсмические разделы Гутенберга (снизу) и Мохоровичича (сверху). Природа нижнего раздела сейчас представляется относительно ясной. Этот раздел приурочен к контакту материальных масс, имеющих разное агрегатное (физическое) состояние, разную плотность и разный химический состав: твёрдых ультраосновных силикатных пород мантии, имеющих плотность 5.6 г/см3, и жидкого железо-никелевого вещества внешнего ядра, плотность которого сразу ниже мантии равна 9.5 г/см3.
Менее определённо решается вопрос о природе раздела М. Существует несколько вариантов его интерпретации, что, по нашему мнению, доказывает разнородность этого раздела. Нам более вероятно, под океанами (по Г. Хессу) и под некоторыми древними складчатыми областями континентов (по И. А. Резанову) он отделяет ультраосновное вещество мантии от продукта его гидратации — серпинтинизированного горнопородного комплекса. Последний имеет пониженную плотность, и только поэтому включается в состав «геофизической» земной коры. Под фанерозойскими складчатыми областями этот раздел находится между ультраосновным веществом мантии и гранулитовым комплексом земной коры, имеющим средний и основной химический состав. Подобластями континентов, находящимися в состоянии тектонической активизации и повторного орогенеза (под дейтероорогенами), сейсмический раздел М располагается внутри мантии — между плотным твёрдым, холодным и относительно менее плотным, полурасплавленным мантийным веществом, подобным тому, которое находится в астеносфере. Это полурасплавленное вещество представляет собой базальт-гипербазитовую смесь, имеет пониженную (до 3.0–3.1 г/см3) плотность и поэтому условно включается в состав земной коры, обособляясь в теле коры под названием «аномальной мантии». Наконец, под континентальными областями, пережившими в прошлом состояние дейтероорогенеза, раздел М отделяет коровый гранулитовый комплекс от эклогит-гипербазитовой раскристаллизованной смеси, в которую под воздействием высокого геостатического давления превратилась, остывая, бывшая базальт-гипербазитовая аномальная мантия".
Информация:
— Следующая статья | В. А. Дедеев, П. К. Куликов: «Происхождение структур земной коры»