Внутренние геосферы Земли

Ядро радиусом около 4000 км, составляет 16% объема Земного шара и 31% его массы. Оно, по-видимому, еще длительное время будет доступно для изучения лишь дистанционными методами исследования. Граница ядро – мантия проводится на глубине 2700-2900 км (граница Гуттенберга) (рис. 94). Наличие магнитного поля Земли позволяет предположить, что ядро состоит из намагниченного вещества, возможно никелистого железа. Наружная его оболочка – внешнее ядро – мощностью около 2800 км, практически не пропускает поперечных сейсмических волн, что дает основание считать её жидкой (расплавленной). Нижняя граница внешнего ядра проводится на глубине около 5146 км. Факт повышения температуры вещества Земли с глубиной общеизвестен, но вопрос о сравнительной величине факторов, вызывающих это явление (радиоактивный распад, бомбардировка метеоритами и другие), остается дискуссионным. Одной из вероятных причин повышения температуры с глубиной является теплота трения, обусловленная расслоенностью внешнего жидкого ядра, разные слои которого, возможно, вращаются с разной скоростью отличной от скорости вращения Земли. Кроме того сушествует мнение о выделении тепла при гравитационной дифференциации вещества. Предполагается, что пока толщина внешнего ядра будет достаточно велика, поступление глубинного тепла к поверхности Земли будет продолжаться, постепенно уменьшаясь с течением времени. С раннего архея до настоящего времени (в течение 3,5 млрд. лет) тепловой поток уменьшился не менее чем в 3 раза. Существенное понижение теплового потока ядра, возможно, произошло на рубеже раннего и среднего протерозоя (около 1,6 млрд. лет назад), когда Земля вступила в фазу континентально-океанического развития.

Внутреннее ядро («ядрышко») радиусом около 1200 км является твердым, так как плотность его 11 т/м³ (рис. 94). Даже при том огромном давлении, которое присутствует в ядре, такую плотность может иметь только металл. Установлена анизотропия ядрышка: в разных направлениях скорость распространения в нем сейсмических волн оказывается несколько различной. Исходя из этого, ядрышко рассматривается как гигантский кристалл. В ходе геологического развития Земли химический состав и минеральная структура ядра, по-видимому, существенно менялись, но пока какими-либо данными на этот счет наука не располагает.

Мантия (мощность до 2900 км) состоит, в основном, из силикатов, то есть по химическому составу близка к земной коре и литосфере (рис. 94,). Переход от мантии к твердой оболочке Земли носит постепенный характер. По мнению большинства исследователей на границе мантии с твердой оболочкой выделяется пластичный слой – так называемая астеносфера. Верхняя мантия сложена преимущественно перидотитами, ультраосновными породами, состоящими из оливина, пироксена и иногда граната. При температуре 1400–1500 ºС, оливин остается твердым, а пироксены и гранаты плавятся. При этом образуется частичный расплав, имеющий состав базальта. Такое частичное плавление обусловливает пластичное состояние астеносферы. Наличие в верхней мантии такого слоя объяснило и подтвердило мобилистскую концепцию о движении литосферных плит, которые как по смазке перемещаются по пластичному веществу астеносферы. Причиной этого движения во многом являются конвекционные движения в мантии (рис. 93, 1), а также разная вязкость вещества под океанами и под континентами.

Рис. 94. Внутренние геосферы Земли

В вопросе об астеносфере остается много неясного.Возможно, она имеет не сплошной, а прерывистый характер.

Нижняя часть верхней мантии характеризуется большей скоростью прохождения сейсмических волн, указывающих на большую плотность вещества с глубиной. До недавнего времени мантия подразделялась на верхнюю и нижнюю мощностью, соответственно, около 640 и 2200 км. В верхней мантии выделялись нижняя и верхняя части, граница между которыми проводилась на уровне 400-410 км. В

последние годы выделена средняя мантия, ограниченная глубинами 840 и 1700 км. Этоподразделение характеризуется специфичным минеральным составом, подтверждающим правомерность его выделения. Кроме того, в низах нижней мантии близ её границы с ядром выделяется слой переменной мощности, названный слой D''.

В отличие от ядра вещество мантии выходит на земную поверхность, образуя зоны интенсивного вулканизма, обычно приуроченные к зонам спрединга и субдукции. Однако некоторое количество вулканов находится в центральной части литосферных плит, вдали от их границ. Характерным примером является цепь вулканических Гавайских островов протяженностью около 6000 км, возможно, трассирующая глубинный разлом, достигающий нижней границы нижней мантии (слоя D''). Вулканы Гавайских островов, а также островов Рождества, Реюньона, Исландии рассматриваются как «горячие точки», извергающие высокотемпературную лаву, связанную с веществом нижней мантии. Некоторые «горячие точки» связаны с выходами плюмов, «прожигающих» твердую оболочку Земного шара. Сейчас считается, что по составу нижняя мантия представлена минералами, содержащими O, Si, Mg, Fe, и в значительно меньших количествах – Ca, Al, Na, K. Лабораторные исследования минералов при высоких давлениях показали, что ион Fe²⁺ в таких условиях значительно уменьшился в объеме, что привело к изменению всех свойств содержащего его минерала. Очевидно, что изменения вещества в условиях гигантских давлений и температур затрагивает его структуру, а не химический состав. Это видно на примере графита, который в определенных условиях переходит в алмаз.

В ходе геологического развития Земли состав мантии существенно изменился на архейско-протерозойской границе за счет увеличения в её составе сиалической составляющей и, вероятно, неоднократно менялся в дальнейшем.

Литосфера – твердая оболочкаЗемли (земная кора и часть верхней мантии) сложенная горными породами. По латерали в составе твердой оболочки выделяются три области: континенты, океанические впадины и приходная зона – геосинклиналь, начинающая развитие в океанической впадине, а заканчивающая – в пределах континента. Процесс образования твердой оболочки происходит следующим образом. В зоне спрединга (рис. 93, 2) в результате поднятия вещества мантии образуется «базальтовый» слой земной коры океанического типа (рис. 93, 3). Верхняя его часть сложена базальтами (мощность 1-3 км), ниже залегают интрузивные породы основного и ультраосновного состава. Во время движения литосферной плиты к окраинам океанической впадины на ней накапливается осадочный слой, обогащенный калием и натрием. В зоне субдукции океаническая литосферная плита погружается под континентальную, на которой в результате аккреции (соскабливания), метаморфизма и частичного расплавления морских осадков образуется гранитный слой (рис. 93, 4). Каждое подразделение твердой оболочки характеризуется специфичным комплексом горных пород – «набором» геологических формаций. Их изучение является предметом формационного анализа.
4.2.2. Земная кора океанического типа

Наиболее достоверные данные получены по формациям земной корыокеанического типа, слагающим океанические впадины. Существенный вклад в их изучение внесли американские ученые, осуществлявшие на протяжении нескольких десятилетий подводное бурение в океанических впадинах. Многоступенчатый процесс формирования океанических впадин можно представить, сведя воедино его стадии, происходящие в различных областях Земного шара. На первом этапе (стадии) развития океанической впадины под воздействием глубинного массоэнергообмена в литосфере возникала зона напряжений, в которой формировались грабенообразные структуры. Их примерами могут служить Рейнский грабен, разделяющий Вогезы и Шварцвальд, впадина Телецкого озера в Горном Алтае, Ферганская долина в Тянь-Шане. Крупнейшим из современных грабенов является впадина озера Байкал. Если напряжение в зоне сохранялось, то формировалась цепь грабенов. Примером является система Великих Африканских озер в Юго-Восточной Африке. На следующем этапе грабены соединялись, образуя узкую глубокую впадину с земной корой океанического типа. В настоящее время примером такой впадины является Красное море, отделяющее Аравийский полуостров от Африканского континента. При дальнейшем расширении грабена Красного моря образуется сооружение типа Мозамбикского пролива, отделяющего от Африки о. Мадагаскар, а затем – океаническая впадина.

По латерали области распространения океанической коры подразделяются на океанические платформы, территориально более или менее совпадающие с ложем Мирового океана, срединно-океанические хребты и зоны трансформных разломов. Океанические платформы (рис.93)по характеру рельефа делятся на котловины и подводные асейсмичные хребты. В котловинах глубина океанов составляет 3-6 км, иногда достигая 7 км. В Атлантическом океане выделяется 7 котловин, в Индийском – 5, в Тихом – 9, в Северном Ледовитом – 4. Рельеф днища котловин определяется мощностью осадочного слоя, меняющейся в широких пределах, в зависимости от притока терригенного материала на единицу площади океанической впадины. В Тихоокеанской впадине, где он сравнительно невелик, развит крупнохолмистый и холмистый подводный рельеф за счет вулканических построек высотой до нескольких сотен метров. Наиболее крупные вулканические постройки, достигающие поверхности океана или даже возвышающиеся над ней в виде островов, получили название подводных гор. В Индоокеанской впадине большая мощность осадочного слоя наблюдается близ устьев крупных рек типа Ганга, где формируются мощные конуса выноса. В силу этого значительное распространение имеет равнинный рельеф океанического дна. Океанические платформы Атлантического океана, характеризующегося еще большим притоком терригенного материала, имеют равнинный рельеф (волнистые и плоские равнины). Наибольшая мощность осадочного слоя наблюдается в Северном Ледовитом океане. Асейсмичные хребты (не путать со срединно-океаническими хребтами) высотой 1-2 км характеризуются линейными очертаниями. Вершины хребтов, возвышающиеся над поверхностью океана, образуют острова (рис. 93, 8).

Осадочный слой океанических платформ подробно описан в главе «Фациальный анализ». Он сложен горизонтально залегающими неметаморфизованными осадками: илами и красной глубоководной глиной. Вследствие движения литосферных плит от зоны спрединга до зоны субдукции в осадочном слое нет пород древнее средней юры (возрастом около 150 млн. лет). «Базальтовый» слой океанических платформ подразделяется на собственно базальтовый и габбро-перидотитовый, видимо, близкий по химико-минералогическому составу подстилающей его мантии. Полезными ископаемыми осадочного слоя океанических платформ являются железомарганцевые конкреции, отлагающиеся на глубинах около 4000 м.

Срединно-океанические хребты – главная на Земле область спрединга (рис. 93, 2) – образуют гигантскую горную систему, протягивающуюся через все океанические впадины и занимающую около 1/6 их суммарной площади. Длина горной системы – около 60 тыс. км, ширина – от 500 до 2000 км, превышение над абиссальной равниной – 3-4 км. В поперечном сечении срединно-океанического

хребта (рис. 95) выделяется четыре зоны: две фланговых, гребневая и осевая. Фланговые зоны шириной в сотни километров характеризуются низкогорным рельефом, обусловленным малой мощностью осадочного слоя. По мере удаления от осевой зоны срединно-океанического хребта, мощность осадков увеличивается, и низкогорный рельеф постепенно переходит в рельеф холмистой равнины. Гребневая зона, разбитая трансформными разломами на узкие (1-10 км шириной) блоки, возвышается над фланговыми зонами на 1,5-2 км. Осевая зона в типичном виде представляет собой рифт – узкую (25-30 км) U-образную крутосклонную депрессию (грабен) глубиной 5-7 км. Она характеризуется мощными излияниями базальтовой лавы, повышенным тепловым потоком из глубин Земли, высокой сейсмичностью, наличием

Рис. 95. Срединно-Атлантический

Хребет

гидротермальных источников. На некоторых участках срединно-океанических хребтов осевая зона выражена не рифтом, а поднятием,

образовавшимся за счет лавы. Описанное выше строение характерно для срединно-океанических хребтов Атлантического, Северного Ледовитого и, отчасти, Индийского океанов. В Тихом океане и на юге Индийского океана зоны спрединга выражены в рельефе не хребтами, а пологосклонными возвышенностями шириной до 1000 км – срединно-океаническими поднятиями (Южно- и Восточно-Тихоокеанское).

Трансформные разломы, субперпендикулярно пересе­кающие срединно-океанические хребты, смещают в горизонталь­ном направлении их осевые рифты на десятки и сотни километров (рис. 95).

Застывшая лава осевой зоны срединно-океанических хребтов рассматривается некоторыми исследователями как особая геологическая формация. Её древним аналогом, возможно, являются офиолиты – комплекс магматических пород основного и ультраосновного состава, нередко подстилаемый серпентинитами. Наличие офиолитов в пределах континентов рассматривается как доказательство превращения земной коры океанического типа в континентальную. Осадочный слой в зонах трансформных разломов и срединно-океанических хребтов имеет весьма ограниченное распространение и часто отсутствует. «Базальтовый» слой характеризуется уменьшенной мощностью базальтов, в силу чего его габбро-перидотитовая составляющая подходит близко к поверхности дна. Здесь наблюдаются повышенные значения силы тяжести и усиленный тепловой поток из недр Земли. Некоторые авторы выделяют особый – георифтогенальный – тип земной коры, характерный для срединно-океанических хребтов и зон трансформных разломов.