парначев

В океанах выделяются три основные геоморфологические провинции: срединно-океанские хребты со средней глубиной гребней около 3 км; океанские абиссали со средней глубиной

6,5 км и континентальные окраины, которые могут быть пассив-

ными или активными (в первом случае окраине соответствует

континентальный склон, во втором – глубоководный желоб).

Наиболее полный разрез океанская кора имеет под абиссалями и состоит из трех слоев, для которых принято цифробуквенное обозначение (рис. 1.2.3.1, б).

Слой 1 представлен слаболитифицированными терригенными осадками, его средняя мощность 0,4 км. Столь незначительная мощность осадочного слоя океанской коры объясняется, с одной стороны, удаленностью большей части океанского пространства от источников сноса терригенного материала (окраин континентов), а с другой, – тем, что большая часть океанского дна расположена глубже уровня карбонатной компенсации, начиная с которого в океанской воде практически отсутствует свободный кислород, и карбонаты в ней растворяются. Соответственно на мощность терригенных осадков слоя 1 в открытом океане существенно влияют преобладающие направления ветров (эоловый разнос частиц осадков) и течений (переотложение осадков на океанском дне).

В среднем по всем океанам мощность слоя 1 закономерно возрастает в стороны от срединно-океанских хребтов, где кора имеет самый молодой (в рифтовых зонах хребтов – “нулевой”) возраст, и осадки попросту отсутствуют, поскольку не успевают накопиться. Напротив, вблизи континентальных окраин, где океанская кора наиболее зрелая, а источник сноса расположен близко, мощность осадочного слоя резко увеличивается, иногда до 12 – 15 км, а в разрезе осадочного слоя могут появляться подчиненные карбонатные прослои, поскольку континентальный склон частично расположен выше уровня карбонатной компенсации.

Скорость распространения Р-волн в слаболитифицированных осадках слоя 1 океанской коры варьирует в диапазоне

1,6 – 2,5 км/с.

Слой 2 имеет среднюю мощность 1,4 км, изменяющуюся в пределах от 1,0 до 2,5 км. Скорость распространения Р-волн в нем варьирует в пределах 3,4 – 6,2 км/с. Слой 2 в целом представлен оливиновыми базальтами (толеитами) с низким содержанием

41

калия, причем средний состав слоя 2 остается практически постоянным для коры всего Мирового океана.

Вместе с тем современные модели океанской коры предлагают разделение слоя 2 на три подслоя, соотношение (и даже присутствие) которых в разрезе океанской коры зависит от степени ее зрелости (возраста). Верхний подслой 2А присутствует только в современной коре рифтовых зон срединно-океанских хребтов, охваченной интенсивной гидротермальной циркуляцией. Мощность подслоя 2А изменяется от 0 до 1 км. Характерная форма пород подслоя 2А, образующихся в процессе мгновенного застывания базальтовой лавы при контакте с холодной океанской корой, закрепила за ними название подушечных лав, или пиллоу-лав (базальтов). При изначально магматическом происхождении пористость и водонасыщенность пиллоу-лав подслоя 2А вызывает понижение в нем скоростей Р-волн в среднем до 3,6 км/с (для самых верхних горизонтов только что образовавшихся толеитовых базальтов подслоя 2А зарегистрированы даже аномально низкие скорости до 2,1 км/с, позволяющие оценить пористость базальтов в 30 – 50%). Однако пористость и водонасыщенность базальтов быстро и резко снижаются почти сразу после их формирования, в связи с чем они преобразуются в подслой 2В с замещением пор вторичными минералами – кальцитом, кварцем и др. Скорости Р-волн в подслое 2В возрастают до 4,8 – 5,5 км/с. Средняя мощность нижнего подслоя 2С составляет 1 км, он характеризуется скоростями Р-волн 5,8 – 6,2 км/с и представлен интрузивными аналогами базальтов – пластинчатыми долеритовыми дайками.

Слой 3 имеет среднюю мощность около 5 км и в современных моделях океанской коры подразделяется на две части: верхний подслой 3А со скоростями Р-волн 6,5 – 6,8 км/с и нижний более высокоскоростной подслой 3В (7,0 – 7,7 км/с). Подслой 3А пред-ставлен изотропным габбро, кристаллизующимся на стенках магматической камеры, а подслой 3В – серпентинизированными перидотитами, образующимися за счет гидратации верхней мантии в условиях интенсивной гидротермальной циркуляции. Таким образом, подслой 3В в отличие от всей остальной океанской коры первично мантийного происхождения.

В самые последние годы океанским глубоководным бу-

42

рением установлено, что сейсмическая граница между слоями 2 и 3 может смещаться вверх по разрезу океанской коры и располагаться в пределах долеритов слоя 2С, отражая их уплотнение, связанное с уменьшением пористости. Если эта особенность универсальна (пока она зафиксирована только в одной из немногих скважин глубоководного бурения, проникших в глубокие горизонты океанской коры), то это означает, что между слоями 2 и 3 океанской коры существует постепенный петрологический переход.

Наши знания об океанской коре были бы неполными и, во всяком случае, гораздо менее детальными, если бы базировались только на данных драгирования (отбора образцов с поверхности) и глубоководного бурения собственно в Мировом океане. К счастью, на Земле есть объекты, гораздо более доступные для наблюдения, чем океанское дно, и вместе с тем позволяющие судить о строении и составе океанской коры. Это офиолиты – останцы океанской коры, сохранившиеся в современных и древних складчатых поясах, возникших на месте закрывшихся океанов. Об образовании офиолитов подробнее пойдет речь в разделе 4.1. Пока же отметим лишь, что в офиолитовых комплексах последовательно обнажаются все слои бывшей океанской коры и даже, что особенно важно, самых верхних слоев мантии, которая под океанами, конечно, совершенно недоступна для непосредственного наблюдения. Типичный разрез офиолитов и его аналогии со слоями современной океанской коры приведены в табл. 1.2.3.1. Сходство офиолитов с океанской корой и литосферой подчеркивается практически полной идентичностью химического состава по содержанию основных окислов с некоторыми отличиями в концентрациях редких элементов.

Данные о химическом составе двух основных типов коры, континентального и океанского, приведены в табл. 1.2.3.2. Прежде чем их анализировать, отметим, что сама возможность объективной оценки среднего состава коры появилась у геологов лишь сравнительно недавно (с конца 1960-х годов). До этого попытки определить состав коры были основаны на средневзвешенных значениях по всем разновидностям пород, найденным на поверхности Земли. Однако такой подход непригоден по двум причинам. Во-первых, что касается глубокозалегающих пород континентальной коры, то они были недостаточно изучены,

43

поскольку плохо представлены на поверхности, а во-вторых, о породах океанской коры, особенно ее глубинных частей, в то время имелись лишь самые туманные представления, а природа офиолитов попросту была неясна.

Данные, приведенные в табл. 1.2.3.2, выражены через основные окислы, а если показать содержание химических элементов по отдельности, то самыми распространенными в коре окажутся кислород (43,13%), кремний (26%) и алюминий (7,45%). Взятые вместе 10 наиболее распространенных окислов, приведенных в табл. 1.2.3.2, составляют более 99% земной коры по весу.

Таблица 1.2.3.1. Сопоставление типичного разреза офиолитового

комплекса со слоями современной океанской литосферы

Таблица 1.2.3.2. Химический состав

континентальной и океанской коры

Видно, что континентальная кора резко отличается от океанской повышенным содержанием кремния и калия и пониженным – двухвалентного железа, магния и кальция. Кроме того, в верхней части континентальной коры (зоне изотопного

44

обогащения) отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия. Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 · 10–4 %, а в осадочных породах – 3,2 · 10–4 %. Содержания радиоактивных элементов в различных породах континентальной коры могут сильно варьировать, но отношения U/Th ≈ 5, K/U ≈ 104 и K/Th ≈ ≈ 3 · 103 сохраняются приблизительно одинаковыми. В океанской коре радиоактивных элементов, напротив, ничтожно мало: в сред-

нем около 1,42 · 10–6 % 40K, 1,66 · 10–7 % 238U и 235U и 3,4 × × 10–6 % 232Th.

Продолжим анализ других принципиальных отличий континентальной и океанской коры, помимо химических.

Мощность континентальной коры, при среднем значении 35 км, изменяется в широких пределах – от 20 до 80 км. Океанская кора, во-первых, гораздо тоньше (6 – 7 км) и, во-вторых, реальные значения ее мощности на всем пространстве Мирового океана остаются примерно постоянными и мало отличаются от среднего значения.

Расслоенность континентальной коры выражена гораздо менее четко, чем у океанской. Граница Конрада, разделяющая верхнюю и нижнюю континентальную кору, не выражена глобально, во многих регионах она отсутствует. Напротив, три слоя океанской коры на всем пространстве Мирового океана выделяются достаточно четко, и, хотя мощность и природа каждого из них зависят от возраста океанской коры и могут

древняя континентальная кора представлена на материковых щитах, окруженных более молодыми складчатыми комплексами. Возраст же коры современных океанов нигде не превышает среднеюрского (160 – 170 млн лет) и закономерно увеличивается в стороны от осей срединно-океанских хребтов, где океанская кора рожда-ется и соответственно имеет “нулевой” возраст. Около 50% коры современных океанов сформировалось за последние 65 млн лет (в кайнозое), а примерно 70% всей коры современной Земли (площадь глубоководной части Мирового океана) образовалось за период, составляющий всего 3,5% от геологического возраста нашей планеты.

45

1.2.4. Мантия

Мантия представляет собой наибольшую по объему и весу оболочку твердой Земли, простирающуюся от подошвы коры на минимальной глубине 6 – 7 км под осевыми зонами срединноокеанских хребтов до границы Гутенберга на глубине 2891 км. Современные модели Земли предполагают, что мантия в целом, как и ее отдельные оболочки, в первом приближении гомогенна по латерали, а это является следствием интенсивного перемешивания мантии конвективными течениями (см. раздел 2.5). Вертикальная расслоенность мантии определяется изменениями минералогии и структуры слагающих ее силикатов.

О веществе, из которого состоит мантия, мы не имеем почти никаких прямых данных, поэтому все сведения о ее составе черпаются в основном из косвенных источников с введением определенных физических ограничений, базирующихся на данных о скоростях распространения упругих волн в мантии, их производных – расчетных величинах плотности, температуры и давления (см. раздел 1.2.2), а также на лабораторных экспериментах по поведению силикатов в условиях высоких давлений и температур.

Кроме того, для определения состава мантии Земли широко используются материалы о метеоритах, позволяющие проверить предположения о возможных составах вещества, из которого состояла первоначальная гомогенная Земля до ее дифференциации на оболочки (см. раздел 1.1). Дополнительные и чрезвычайно важные сведения о составе мантии удается почерпнуть из анализа состава офиолитов, а также ксенолитов (включений) магматических пород, имеющих мантийное происхождение – базальтов, кимберлитов, лампроитов и некоторых других (см. раздел 1.2.3).

Важно помнить, что состав любых объектов, доступных для непосредственного петрологического исследования, будь то офиолиты, метеориты или глубинные породы, все равно не идентичен составу современной мантии Земли. Последний может быть лишь модельным, восстановленным с определенной долей вероятности, которая, разумеется, тем выше, чем обширнее источники информации, которые мы используем для моделирования.

46

Наиболее правомерный подход к изучению состава верхней мантии – задаться вопросом, из какого вещества могут образоваться базальты. Эти породы, несомненно, имеют первично мантийное происхождение и, кроме того, слагают почти всю океанскую кору и чрезвычайно широко распространены на суше (в отличие, например, от кимберлитов или лампроитов, которые хотя и имеют более тесное “родство” с мантией, но зато распространены в земной коре несравненно меньше, чем базальты). Поиски такого исходного вещества сводятся к выбору между двумя типами пород – перидотитами и эклогитами. Главное различие между ними состоит в том, что эклогит – метаморфическая порода, содержащая больше граната (как минимум 30%) и относительно мало оливина, в то время как в перидотите – собирательном названии обширной группы ультраосновных пород, наоборот, преобладают оливин (около 80%) и пироксен. В обеих породах при температурах и давлениях, характерных для верхней мантии, обеспечивается распространение Р-волн со скоростью около 8 км/с.

Несколько фактов свидетельствуют в пользу перидотитового состава верхней мантии. Во-первых, под океанами выявлена анизотропия скоростей сейсмических волн в верхней мантии, при которой скорости в направлении, перпендикулярном срединно-океанским хребтам, на 15% выше, чем в направлении их простирания. Это объясняется ориентировкой кристаллов оливина, длинные оси которых вытянуты в одном направлении, в то время как в эклогите отсутствуют породообразующие минералы со сколько-нибудь сильной анизотропией роста. Во-вторых, именно измененный перидотит присутствует в нижней части офиолитовых комплексов, а также во включениях базальтов. В-третьих, плотность эклогитов слишком велика, чтобы обеспечить изостазию океанской литосферы (см. раздел 1.3).

При восстановлении среднего состава мантии следует учитывать, что ее верхние слои могут быть деплетированными (обедненными, истощенными) в результате того, что часть первичных компонентов мантии выплавилась и ушла на формирование океанской коры. С этой точки зрения состав верхней мантии непосредственно под срединно-океанскими хребтами (т.е. как раз там, где она ближе всего подходит к земной поверх-

47

ности) должен существенно отличаться от ее среднего состава.

В настоящее время предложено несколько вариантов модельного состава мантии. В простейшем из них она состоит из трех частей дунита (мономинеральной породы, целиком состоящей из оливина и представляющей полностью деплетированную мантию) и одной части базальта. Такая гипотетическая порода называется пиролитом (пироксен-оливиновой породой) и существует в нескольких формах в зависимости от температуры и давления. Нормальная форма пироксенового пиролита характерна для глубин до 80 км (самая верхняя часть мантии под океанами), глубже она переходит в гранатовый пиролит на глубинах 80 – 400 км (до границы Леман).

В отличие от теоретической пиролитовой модели мантии более сложные модели, основывающиеся преимущественно на экспериментальных определениях состава пород, имеющих мантийное происхождение, предполагают в качестве исходного вещества недеплетированной мантии гранатовый лерцолит – ультраосновную породу, в которой преобладает оливин (около 60%) с добавкой пироксена (около 30%), а среди второстепенных компонентов – шпинель, гранат и плагиоклаз.

Наконец, существуют модели мантии, берущие в качестве исходного вещества Земли состав метеоритов, представленных углистыми и железистыми хондритами (см. раздел 1.1), а затем постулирующие уход ряда элементов в ядро (железо) и кору (кремний, калий), в результате чего после дифференциации первично гомогенной хондритовой Земли на оболочки остается мантия, состоящая из хондритовых силикатов.

Таблица 1.2.4.1, в которой приведен средний состав мантии по трем моделям, демонстрирует замечательную особенность, а именно – сходство абсолютно независимых оценок модельного состава мантии – пиролитовой, лерцолитовой и хондритовой. Видно, что независимо от принятой модели по крайней мере на 90% мантия состоит из окислов кремния, магния и двухвалентного железа. Еще 5 – 10% представлены окислами кальция, алюминия и натрия. Таким образом, на 98% мантия состоит всего из шести перечисленных окислов.

Содержания радиоактивных элементов в мантии еще бо-

лее ничтожны, чем в океанской коре: в среднем около 10–8 % U, 10–7 % Th и 10–6 % K.

48

При более тонком послойном расчленении мантии (см. раздел 1.2.2) в ней выделяется зона пониженных скоростей (верхняя астеносфера), ограниченная на глубине 400 км разделом Леман. Помимо значительного уменьшения скоростей P- и S-волн, эта зона характеризуется также повышенной электропроводностью (пониженным сопротивлением). Причинами перечисленных эффектов служат наличие в верхней астеносфере небольших (первые проценты) порций базальтового расплава, а также присутствие в ней воды, очень незначительное количество которой (десятые доли процента) тем не менее резко понижает температуру плавления силикатов.

Таблица 1.2.4.1. Химический состав мантии Земли

Таким образом, положение подошвы верхней астеносферы (границы Леман) контролируется той глубиной, выше которой в мантии может присутствовать свободная вода. Каким бы невероятным ни показалось на первый взгляд, что вода может присутствовать в какой-бы то ни было форме глубоко в мантии, последняя состоит в том числе из минералов, содержащих кристаллизационную воду, которая заключена в их силикатных структурах в виде гидроксильных групп (роговая обманка, флогопит и др.). При условии, что эти минералы присутствуют в породе хотя бы в виде незначительных примесей, при малейших изменениях термического режима они будут подвергаться разложению, в результате чего высвободится вода и станет возможным плавление верхней мантии, которое без присутствия свободной воды было бы невозможным.

Нижняя астеносфера ограничивается двумя скоростными

49

разделами сверху и снизу, соответственно на глубинах 400 и 670 км. Поскольку они достаточно резкие и наблюдаются в узком диапазоне глубин, то, скорее, связаны с фазовыми, чем с химическими, изменениями.

Предположение о том, что расслоенность мантии обусловлена фазовыми переходами силикатных минералов, не затрагивающими их химический состав, было высказано еще в 1930-х годах, но доказать это не удавалось из-за трудностей технического характера: до конца 1960-х годов было невозможно получить в лабораторных условиях те давления и температуры, которые существуют в мантии на глубинах более 200 км. Сейчас данная задача решена, и фазовые переходы в мантии представляются следующим образом (рис. 1.2.4.1).

До глубины 400 км (верхняя астеносфера) мантия состоит из 57% оливина, 29% пироксена и 14% граната (лерцолитовая модель) и имеет плотность около 3,38 г/см3. На глубине 400 км оливин переходит в шпинель, а пироксен почти полностью – в гранат, в результате чего в интервале 400 – 670 км (нижняя астеносфера) образуется однородное вещество, состоящее из 57% шпинели, 39% граната и 4% пироксенов высокого давления. Плотность мантии в этом интервале увеличивается до 3,66 г/см3. Следующий фазовый переход имеет место на глубине 670 км (граница верхней и нижней мантии): шпинель и входящие в состав

50