Трицкий. общая геология. лекция.тема 2

Рис.2.7.Скоростная модель верхней мантии и положение наболее важных поверхностей (410 и 670 км) , где изменяются свойства пород в результате фазовых преобразований минералов

Подкоровая часть мантии, отделенная поверхностью Мохоровичича, характеризуется высокими сейсмическими скоростями (более 8,1-8,2 км/сек), указывающими на кристаллическое (твердое) состояние слагающих его пород.Этот верхний слой твердой мантии вместе с земной корой называется литосферой -

каменной оболочкой Земли. В литературе она получила название «истощенная или деплетированная» мантия. Подошва слоя располагается на различной глубине: под континентами от 80-120 км до 200-250 км, под океанами от 50-70 реже глубже км. Под тектонически активными регионами - срединно-океаническими и рифтовыми хребтами подошва слоя может быть приподнята до глубины 20-25 км. Наоборот, под стабильными участками древних платформ она опущена и прослеживается с трудом.

Литосфера делится на крупные блоки - литосферные плиты, покоющиеся на подстилающем ее слое относительно менее плотных, квазипластичных, способных течь горных масс. Они получили название астеносфера

Астеносфера (слабая оболочка).Главной особенностью астеносферного слоя являются понижение скоростей сейсмических волн, особенно поперечных, и повышение электропроводимости пород. Это свидетельствует о своеобразном состоянии вещества, менее вязким, более пластичным по отношению к вышележащим и нижележащим слоям. Понижение скоростей волн и повышение электропроводимости пород обусловлены частичным плавлением вещества мантии (1-10%) в связи с более быстрым повышением температуры с глубиной, чем повышение давления.

Литосфера и астеносфера составляют тектоносферу — главную область проявления тектонических процессов Земли.

Ниже астеносферы вплоть до границы с ядром породы мантии находятся в твердом,кристаллическом состоянии, а потому в зависимости от термобарических условий в разрезе Земли, сохраняя свой валовый химический состав, испытывают преимущественно различные фазовые преобразования. Это отражается в нарастании плотности и упругости пород, а также в изменениях скоростей сейсмических волн.

Нижняя часть верхней мантии до глубины 660-670 км характеризуется резким возрастанием скоростей сейсмических волн до 11,3-11,4 км/сек, что

11

объясняется увеличением плотности и упругих свойств пород на 10% в связи с полиморфизмом минералов, их переходом в новые минеральные виды с более плотной упаковкой атомов при сохранении их валового химического состава (оливин-шпинель, пироксен-гранат).

Рис.2.8.Фазовые преобразования оливина в шпинель на границе между верхней и средней мантии на глубине 410-670 км

Нижняя мантия простирается до ядра (глубины 2700 км.) и характеризуется высокими сейсмическими скоростями и по данным сейсмотомографии, отличается однородностью внутреннего строения.Для нее характерно дальнейшее увеличение скорости продольных и поперечных волн с глубиной. Полагают, что равномерное нарастание скорости волн с глубиной обусловлено в основном ростом давления и свидетельствует об относительно однородном строении нижней мантии.

Увеличение скоростей,а следовательно плотности пород обусловлено фазовыми преобразованиями минералов твердой мантии.

Мантийные породы представлены широким спектром перидотитов. Среди них преобладают бесполевошпатовые ультраосновные породы, состоящие главным образом из оливина и пироксена с вкрапленниками хромшпинелида, магнетита. По минералогическому составу выделяются пироксеновые (гарцбургит, лерцолит, верлит), переходные к оливиновым норитам или оливиновым габбро плагиоклазовые, слюдяные и гранатовые перидотиты. Среди пород верхней мантии преобладают бесполевошпатовые пироксениты (гарцбургит и лерцолит). Однако такой их состав не в полной мере отвечает действительному составу материнской верхней мантии.А.Рингвудом и Д.Грином предложено рассматривать породы верхней мантии в составе 75% перидотита (рестита) и 25% толеитового базальта – источника основных пород океанической коры.Такая порода исходной мантии названа пиролитом

12

Таким образом, современные представления о внутреннем строении Земли базируется на ее слоистой, геолого-геофизической модели. Физическое состояние геосфер особенно наглядно отражает изменение плотности и степень прогретости мантии. Важно отметить, что плотность пород верхней мантии изменяется ступенчато. При этом наибольшие градиенты характеризуют границы подошвы коры, средней части (условно 410 км) и основания верхней мантии (670 км), т.е. интервалы разреза, в пределах которых наиболее контрастно проявляются различия в термическом и фазовом состоянии пород. Изменение плотности средней и верхней мантии носит линейный характер. Раздел мантии и ядра отмечен очень большим скачком плотности. Изменение плотности отмечается на границе внешнего жидкого и внутреннего твердого ядра. Изменение мантийных температур происходит в целом равномерно по нарастающей. Однако здесь так же, как и при распределении плотности, устанавливаются соответствующие скачки. Из них важнейшими являются изменения, происходящие на границах нижней и верхней мантии (670 км) и мантии и ядра (2900 км).

Рис.2.9.Внутреннее строение Земли

Рис.2.10.Изменение температуры (по A.Navrotsky) и

плотности (по M.S.T.Bukowinski) в

разрезе Земли

13

Земная кора - верхняя оболочка Земли имеет различную мощность: 5-12 км под океанами, 30-40 км под равнинными (платформенными) территориями континентов и достигает 50-80 км под высокогорными сооружениями. В ее пределах наблюдается возрастание скоростей сейсмических волн продольных в среднем от 6,5-7,0 до 7,4 км/сек, а поперечных волн - около 3,7-3,8 км/сек, что указывает на существенные изменения упругих свойств пород земной коры.Резкое возрастание скорости продольных волн до 7,9-8,0, иногда 8,2-8,3 км/сек, поперечных до 4,5-4,7 км/сек регистрирует подошву земной коры. Эта поверхность М, названная в честь открывшего ее геофизика А.Мохоровичича, является важнейшим геофизическим разделом в основании коры, которая по отношению к общему объему планеты (средний радиус равен 6371 км) представляет собой тонкую «скорлупу». Состав, строение и мощность коры континентов и океанов различны, что дало основание для выделения ее главных типов: континентального, океанического и двух переходных.

14

Современные данные о плотности вещества и скоростях распространения сейсмических волн, в сочетании с результатами изучения состава метеоритов и экспериментальными исследованиями структурных превращений минералов, позволяют смоделировать вещественный состав и температурные условия глубинных геосфер Земли. Впервые модель концентрически расслоенного внутреннего строения Земли с выделением ядра, мантии и земной коры была разработана сейсмологами Г.

Джеффрисом и Б. Гутенбергом в первой половине XX в. Основанием для этого послужили скачкообразные изменения скоростей прохождения сейсмических волн внутри земного шара на границах Мохоровичича и Вихерта — Гутенберга. Новые данные, полученные в середине XX в., позволили разделить ядро на внутреннее и внешнее, а мантию на нижнюю и верхнюю. В настоящее время используется уточненная схема концентрически зонального строения Земли (рис. ).До недавнего времени наиболее обоснованной геолого-геофизической моделью строения Земли являлась схема К.Е.Буллена (1963,1975), базирующаяся на сейсмических и плотностных показателях. Согласно его представлениям, Земля имеет слоистое строение, каждый из слоев получил буквенное обозначение (рис.2.3). В их числе земная кора (зона А – в среднем до глубины 33 км), мантия (В – зона в пределах 33-

413 км, С – 413-984 км, D – 984-2898 км) и ядро (Е – 2898-4982 км, F – 4982-5121 км и G

– 5121-6371 км). Позднее К.Е.Буллен разделил зону D на D1 (084-2700 км) и D11 (27002900 км) (рис.2.3). В наши дни предпочтение отдается уточненной модели PREM

(Preliminary Reference Earth.

Рис.2.11.Традиционная схема глубинного строения Земли по К.Е.Буллену

15

Таким образом, важнейшей особенностью строения разреза Земли является обособление литосферы, астеносферы, нижней части верхней, средней и нижней мантии, внешнего и внутреннего ядра. При этом выявляется особая роль астеносферы и слоя Д11переходной между ядром и мантией оболочки, где возможно разделение вещества мантии по плотности в гравитационном поле Земли. Помимо этих главных уровней в процессах дифференциации принимают участие переходные слои как внутри мантии, так и на границе между внешним и внутренним ядром. Благодаря открытию различных неоднородностей в Земле, прежде всего волноводов - зон разуплотнения и плавления, как и уплотнения, перед исследователями открылись новые возможности для объяснения процессов возникновения и дифференциации магм, геодинамики литосферных плит и многое другое.

16

Рис.2.12.Изменение скоростей сейсмических волн и плотности в разрезе Земли

ВНЕШНИЕ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ (АТМОСФЕРА, ГИДРОСФЕРА, МАГНИТОСФЕРА, БИОСФЕРА)

Атмосфера. Атмосфера – это газовая оболочка Земли с содержащимися в ней аэрозольными частицами, движущимися вместе с Землей в мировом пространстве как единое целое и одновременно принимающая участие во вращении Земли..Своими атмосферами обладают почти все планеты нашей солнечной системы, но только земная атмосфера способна поддерживать жизнь. Формирование кислорода в атмосфере Земли привело к образованию озонового слоя на высотах примерно 8 – 30 км. И, тем самым, наша планета приобрела защиту от губительного воздействия ультрафиолетового изучения. Это обстоятельство послужило толчком для дальнейшей эволюции жизненных форм на Земле, т.к. в результате усиления фотосинтеза количество кислорода в атмосфере стало стремительно расти, что способствовало формированию и поддержанию жизненных форм, в том числе и на суше.

Рис.2.13 .Строение атмосферы

Сегодня наша атмосфера на 78,1% состоит из азота, на 21% из кислорода, на 0,9% из аргона, на 0,04% из диоксида углерода. Совсем малые доли по сравнению с основными газами составляют неон, гелий, метан, криптон.

Атмосфера Земли состоит из четырех слоев: тропосфера, стратосфера,

17

мезосфера, ионосфера (термосфера). Такое деление на слои принято исходя и из данных об изменении температуры с высотой. Самый нижний слой, где температура воздуха падает с высотой, назвали тропосферой. Слой над тропосферой, где падение температуры прекращается, сменяется изотермией и, наконец, температура начинает повышаться, назвали стратосферой. Слой над стратосферой, в котором температура снова стремительно падает – это мезосфера. И, наконец, тот слой, где снова начинается рост температуры, назвали ионосферой или термосферой.

Газовый состав атмосферы и его роль в образовании климата.Известно, что из всех планет Солнечной системы только Земля обладает уникальной атмосферой, благоприятной для развития и процветания высших форм жизни. Такой оптимальный для жизни состав земной атмосферы постепенно возник за счет длительных взаимодействий процессов дегазации Земли с геохимическими и биологическими преобразованиями вещества, приведших к связыванию отдельных компонентов атмосферы, например диоксида углерода, сероводорода, галогенов и других, в седиментосфере и гидросфере нашей планеты и, наоборот, к высвобождению газа — элексира высокоорганизованной жизни — кислорода.

По существующим представлениям атмосфера Земли, как и ее гидросфера, образовалась благодаря дегазации мантии — процесса, происходящего и поныне, но, возможно, развивавшегося наиболее интенсивно на ранних этапах существования Земли. Обычно принимается, что первичная атмосфера состояла из паров воды, СО2 и других газовых фракций (H2S, CO, Н3, N2> CH4, NH3, HF, НС1, Аг), т.е. была существенно восстановительной. Развитие атмосферы с освобождением газообразного кислорода происходило в основном за счет фотохимических реакций в верхних слоях атмосферы и фотосинтеза зеленых водорослей, появившихся еще в раннем докембрии. По мнению Х.Холланда, первичная атмосфера в основном состояла из метана и водорода.

Газовый состав атмосферы, как и состав газов, растворенных в гидросфере, играли огромную роль в процессах эволюции Земли. Главными газами являются диоксид углерода и кислород. Их участие в геохимических и биогенных циклах приводило к формированию широкого спектра хемогенных и биогенных карбонатных и биогенных углеродистых пород. Масштабы их накопления в различные геологические эпохи отражают сложные взаимоотношения между поступлением газов в атмосферу и их извлечением из нее в виде осадочных минеральных масс. В сложных преобразованиях газового состава атмосферы первичным является углекислый газ, своим происхождением обязанный процессам дегазации мантии, т.е. масштабам вулканизма. Последующая его судьба связана с минерализацией в виде биогенных и хемогенных карбонатов и органических соединений, захороненных в осадочной

18

оболочке. Если бы вулканизм прекратился, то за сравнительно короткий период резерв диоксида углерода в атмосфере был бы полностью исчерпан.

Второй главный компонент состава атмосферы – кислород своим происхождением обязан жизнедеятельности фотосинтезирующих растений, в ходе которой благодаря диссоциации углекисного газа при участии воды формируются живое органическое вещество и свободный кислород. Фотосинтез не единственным источником свободного кислорода. Под действием ультрафиолетового изучения Солнца в атмосфере на высоте 70-80 км от поверхности Земли происходит диссоциация водяного пара с образованием свободного кислорода и водорода. Водород переходит в более высокие слои атмосферы и в итоге диссипирует в космическое пространство, а кислород поступает в резерв атмосферы. Однако в глубоком докембрии этот процесс был единственным, но появившийся кислород активно реализовывался на окисление металлов. Круговорот углекислого газа включает его обмен между содержащими углерод резервуарами. В их числе газообмен между атмосферой и океаном.

Согласно современным представлениям, историю эволюции атмосферы можно разделить на два этапа. Первый относится к самому раннему времени образования Земли и формирования ее первичной атмосферы. Предполагается, что она возникла из газо-пылевого облака и была рассеяна в космическое пространство. Вторичная атмосфера формировалась в ходе дифференциации вещества мантии в результате ее дегазации, начиная с архея. По мнению многих исследователей, ранняя атмосфера состояла в основном, из паров воды и углекислого газа, масса которых более чем в сто раз превышала их массу в современную эпоху. Атмосфера практически не содержала кислорода. Значительная масса углекислого газа обеспечивала высокую скорость карбонатонакопления, а присутствие водорода придавало окружающей среде слабовосстановительный характер.

Рис.2.14.Эволюция газового состава атмосферы в истории Земли

19

Особую роль в защитных для биосферы функциях играет озон (О2), защищающий ее от губительного воздействия солнечной ультрафиолетовой радиации. Современная атмосфера пропускает 48% солнечных лучей и задерживает 93% отраженного длинноволнового излучения. Тепловые свойства атмосферы значительно определяются содержанием в ней углекислоты, пара и пыли. Свойство первых пропускать коротковолновую солнечную радиацию и экранировать длинноволновое земное излучение контролирует тепловой режим атмосферы и климата. Повышение содержания углекислого газа и паров воды вызывает усиление парникового эффекта и повышение температуры у земной поверхности. Снижение их содержаний приводит к обратному эффекту.Предполагается, что при падении на Землю крупных космических тел температура резко падала до отрицательных отметок и наступала ночь. Этим некоторые исследователи объясняют события катастрофического вымирания животных в конце мела и на других рубежах. Таким образом, общая направленность и темпы эволюции атмосферы существенно влияли на общий ход развития связанных с нею биогенных и абиогенных процессов, что отражалось на составе осадочных накоплений и связанных с ними полезных ископаемых.

Особую актуальность изучение былых атмосфер приобретает в связи с тенденциями изменения климата, связанного с вариациями химического состава современной атмосферы. За немногие последние десятилетия возрастает количество атмосферного углекислого газа. В ходе своей хозяйственной деятельности человечество возвращает в атмосферу углекислый газ, извлеченный из нее фотосинтезирующими растениями за многие миллионы лет. Благодаря сжиганию топлива происходят извлечение из атмосферы кислорода и замена его углекислым газом. Воздействие человека на химический состав атмосферы приводит к такому

20