Глава 02. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ СОВРЕМЕННОЙ ЗЕМЛИ (1119265), страница 10
Текст из файла (страница 10)
С этими-то течениями наповерхности внешнего жидкого ядра, вероятнее всего, и связано происхождение магнитногополя Земли.Т а б л и ц а 2.3Распределение температуры в недрах ЗемлиГлубина,кмПлотностьЗемли,г/см3ТемпературавЗемле,Температураплавления Fe,KТемпература плавленияFe·FeO,KГлубина,кмПлотНостьЗемли,г/см3Температурав Земле,КК020043043060067067080010001200140016001800220026002,853,303,603,824,094,164,374,494,614,724,834,945,045,255,45288177019402010213021702110217022602360245025402640282030101840200021702170232023502350242025102590266027102770284030401750186019601960211021402140224023502430253025802650275029402886288630003400380042004600500051205120540058006000620063715,609,9210,0610,6011,0611,4311,7211,9712,0413,0013,1013,2313,2713,2913,29313031303310388044004870528056205710571058906060611061406140ТемператураплавленияFe,K320032003320376042304710516055905710571060006280637064106410ТемператураплавленияFe·FeO,K310031003220367041404620509055205650565059406230632063606360Особый интерес для нас представляет распределение температуры в верхней мантии илитосферных плитах, поскольку тектономагматические процессы в литосферной оболочкеЗемли (включая земную кору) во многом определяются динамическими и тепловыми режимамиэтой геосферы.
Естественно, что магматические процессы могут развиваться в литосфернойоболочке только при возникновении под ней очагов расплавления мантийного вещества.Поэтому важной характеристикой таких процессов является температура плавлениямантийного вещества. Обычно эта температура определяется в лабораторных условиях – путемплавлением лерцолитов или перидотитов при повышенных давлениях.
К настоящему временитаких данных для условий верхней мантии накопилось сравнительно много (Green, Ringwood,1967; Ringwood, 1975; Takahashi, 1986; Литвин, 1991; и др.), поэтому кривую начала плавления(солидуса) мантийного вещества, во всяком случае до давлений около 70–80 кбар (до глубин200–250 км), можно построить достаточно уверенно.На рис. 2.19 приведена обобщенная кривая температуры солидуса мантийного вещества сиспользованием данных И.
Такахаши, А. Рингвуда и Ю.А. Литвина. На рисунке такжеприведены рассчитанные нами геотермы океанических плит разного возраста и геотермадревней (архейской) континентальной плиты. Распределение температуры в горячей мантииопределялось при условии, что приведенная к поверхности температура мантии равна 1320 °С.Как видно из приведенных графиков, адиабатическая температура современной мантиипересекается с кривой температуры начала плавления (солидуса) мантийного вещества на53глубинах около 80–100 км.
Отсюда, в частности, следует важный для геологии вывод: нигдеглубже 80–100 км, т.е. глубже поверхности эклогитового перехода, в ювенильной мантии немогут выплавляться и существовать мантийные (базальтовые) расплавы.Рис. 2.19. Распределения температуры в верхней мантии и положение геотерм литосферных плит взависимости от их возраста; цифрами на геотермах указан возраст литосферных плит в миллионах лет.
Тос –геотермы океанических плит; Tm − адиабатическая температура верхней мантии; Ts − температура солидусамантийного вещества; Tcl − геотерма древних (архейских) континентальных литосферных плит; КК –подошва континентальной коры; I – граница фазового перехода базальтов в эклогиты; II – эндотермическийпереход от жесткой литосферы под континентами в пластичное состояние; III – подошва архейскихучастков континентальной литосферы.По этой причине только океаническая литосфера может описываться сравнительнопростой физической моделью жесткой полнокристаллической плиты, лежащей на пластичномслое частично расплавленного вещества мантии.
Такая модель во многом аналогична льду,плавающему в морозный день на слое воды замерзающего озера, за исключением лишь того,что лед всегда легче воды, а холодные литосферные плиты могут быть тяжелее горячего ичастично расплавленного вещества мантии. Этим, в частности, объясняется и сравнительнонебольшое время существования океанических плит по сравнению с “долголетием”континентальных плит, средняя плотность которых ниже плотности конвектирующей мантии.Природу перехода континентальной литосферы в подстилающую ее конвектирующуюмантию наглядно определить значительно труднее.
Это связано с тем, что континентальнаягеотерма асимптотически приближается к мантийной температуре в той области мантии, гдечастичное плавление ее вещества уже полностью исключается, так как на этих глубинахтемпература мантии ниже температуры плавления мантийного вещества на 200–300 °С.Отсюда следует, что под мощными континентальными плитами, достигающими потолщине 250 км, положение подошвы литосферы определяется не геотермой начала плавлениямантийного вещества, а давлением и температурой его перехода из жесткого в эффективнопластичное состояние. Что же касается природы подошвы таких плит, то скорее всего онаопределяется происходящими на бóльших глубинах нарушениями межкристаллических связейв мантийном веществе, в результате чего мантийное вещество на этих глубинах переходит вэффективно-жидкое, хотя и очень вязкое состояние (см.
разд. 7.2). Если это так, то фазовый54переход на подошве континентальных плит должен обладать свойствами эндотермическойграницы, как это и показано на рис. 2.19. Поэтому в конвектирующей мантии на глубинахоколо 250 км должен наблюдаться отрицательный перепад температуры.2.9.
Вязкость ЗемлиПомимо знания состава и плотности мантии, для правильного понимания происходящих вней процессов важны также и ее реологические (вязкопластические) свойства. Тот факт, чтоформа Земли (земной геоид) с хорошей степенью приближения соответствует равновесномуэллипсоиду вращения жидкого тела, бесспорно, свидетельствует об эффективно-жидкомсостоянии земной мантии. Действительно, отклонения геоида от эллипсоида вращения непревышают ±100 м (см. рис. 2.1), тогда как экваториальное вздутие самого эллипсоидадостигает 21,38 км. С другой стороны, факт прохождения через мантию поперечныхсейсмических волн с периодами до нескольких минут говорит о ее эффективной жесткости поотношению к кратковременным механическим воздействиям.
Совместить эти данные можнолишь в одном случае, считая, что мантийное вещество ведет себя подобно вару, т.е. оченьвязкой жидкости. При кратковременных нагрузках у таких вязких жидкостей проявляютсясвойства упругих и даже хрупких тел, а при длительных воздействиях — свойства очень вязкойжидкости.Используя приведенные значения отклонений геоида от равновесной фигуры эллипсоидавращения жидкого тела (около ±100 м), характерные размеры мантии (~3000 км) и возможныесредние скорости конвективных течений в мантии (~ 10 см/год), можно оценить и среднюювязкость самой мантии.
Она оказывается приблизительно равной η ≈ 3·1022 П.Судя по скорости воздымания областей, сравнительно недавно (около 10 тыс. лет назад)освободившихся от нагрузки покровных ледников, таких, как Балтийский и Канадскийконтинентальные щиты, вязкость мантийного вещества под континентами, судя по оценкамС.А. Ушакова (1968), близка к 1022 П. Теоретические определения вязкости нижней мантии покажущейся скорости дрейфа полюсов приводят к значениям порядка 6·1023–5·1024 П. Порасчетам Г. Ранелли и Б. Фишера (1984), принимавших адиабатическое распределениетемпературы в мантии, вязкость этой геосферы меняется от 1020–5·1020 П в астеносфере до6·1023 П в нижней мантии на глубинах около 2700 км.Для сравнения приведем значения вязкости некоторых хорошо известных веществ.Вязкость воды при комнатной температуре равна 10–2 П; глицерина – 7 П; базальтовыхрасплавов в зависимости от температуры меняется от 102 до 104 П; асфальта – 1010–1012 П;стекла при температуре отжига – 1013 П; меди при 200 °С – 1018 П; стали при 450 °С – порядка1018–1020 П.Характер изменений реологических свойств мантии наглядно проявляется в поведениитак называемого фактора сдвиговой добротности Qµ, который обратно пропорционалендиссипативной функции, определяющей собой затухание сейсмических волн и собственныхколебаний Земли на разных глубинах мантии.
Поэтому он характеризует собой степеньприближения реального вещества к идеально упругому телу: чем выше Qµ вещества, тем оноближе по своим свойствам к идеально упругим телам и, наоборот, чем ниже Qµ, тем оно болееприближается по свойствам к эффективно жидким (пластичным) средам, причем уменьшениюэффективной вязкости такого вещества соответствует снижение его фактора добротности.Используя экспериментальные данные о затухании упругих колебаний в Земле, удалосьпостроить модели распределения этого фактора в мантии, две из которых приведены на рис.2.20. Как видно из этих графиков, максимальная добротность мантии Qµ наблюдается наглубинах около 1800–2500 км. В астеносфере и на подошве нижней мантии фактор добротностиснижается приблизительно до 100.
Можно ожидать, что в непосредственной близости отграницы ядра механическая добротность мантийного вещества снижается еще более.55Рис. 2.20. Распределение фактора сдвиговой добротности Qµ в мантии Земли: 1 − модель Дорофеева–Жаркова (1978); 2 − модель Андерсона–Харта (Anderson, Hart, 1978); 3 − принятая модельАналогичный характер изменений должен быть присущ и распределению вязкости вмантии. В астеносфере верхней мантии под океаническими литосферными плитами наглубинах до 85–100 км вязкость частично расплавленного мантийного вещества не должнапревышать 1019–1020 П.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
