Глава 02. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ СОВРЕМЕННОЙ ЗЕМЛИ (1119265), страница 5
Текст из файла (страница 5)
Методика эта была разработана известными геофизиками Г.Джефрисом, Б. Гутенбергом и особенно К. Булленом еще в середине 40-х годов и затемсущественно усовершенствована К. Булленом и другими сейсмологами. Построенные по этойметодике распределения плотности в мантии для нескольких наиболее популярных моделейЗемли в сопоставлении с данными ударного сжатия силикатов (модель НС-1) приведены на рис.2.10.Рис. 2.10. Распределение плотности в мантии Земли по разным моделям: 1 − модель Наймарка–Сорохтина(1977а); 2 − модель Буллена А1 (1966); 3 − модель Жаркова "Земля-2" (Жарков и др., 1971); 4 − пересчетданных Панькова и Калинина (1975) на состав лерцолитов при адиабатическом распределении температурыКак видно из рисунка, плотность верхней мантии (слоя В) с глубиной увеличивается от3,3–3,32 примерно до 3,63–3,70 г/см3 на глубине около 400 км.
Далее в переходном слоеГолицына (слое С) градиент плотности резко возрастает и плотность повышается до 4,55–4,65г/см3 на глубине 1000 км. Слой Голицына постепенно переходит в нижнюю мантию, плотность37которой плавно (по линейному закону) возрастает до 5,53–5,66 г/см3 на глубине ее подошвыоколо 2900 км.Увеличение плотности мантии с глубиной объясняется уплотнением ее вещества подвлиянием все возрастающего давления вышележащих мантийных слоев, достигающего наподошве мантии значений 1,35–1,40 Мбар. Особенно заметное уплотнение силикатовмантийного вещества происходит в интервале глубин 400–1000 км.
Как показал А. Рингвуд,именно на этих глубинах многие минералы испытывают полиморфные превращения. Вчастности, наиболее распространенный в мантии минерал оливин приобретаеткристаллическую структуру шпинели, а пироксены – ильменитовую, а затем и плотнейшуюперовскитовую структуру. На еще больших глубинах большинство силикатов, за исключением,вероятно, только энстатита, распадаются на простые окислы с плотнейшей упаковкой атомов всоответствующих им кристаллитах.Факты движения литосферных плит и дрейфа континентов убедительно свидетельствуюто существовании в мантии интенсивных конвективных движений, неоднократноперемешивавших за время жизни Земли все вещество этой геосферы. Отсюда можно сделатьвывод, что составы и верхней и нижней мантии в среднем одинаковые.
Однако состав верхнеймантии уверенно определяется по находкам ультраосновных пород океанической коры исоставам офиолитовых комплексов. Изучая офиолиты складчатых поясов и базальтыокеанических островов, А. Рингвуд еще в 1962 г. предложил гипотетический состав верхнеймантии, названный им пиролитом, получаемый при смешении трех частей альпинотипногоперидотита – габсбургита с одной частью гавайского базальта. Пиролит Рингвуда близок посоставу к океаническим лерцолитам, подробно изученным Л.В.
Дмитриевым (1969, 1973). Но впротивоположность пиролиту океанический лерцолит является не гипотетической смесьюпород, а реальной мантийной породой, поднявшейся из мантии в рифтовых зонах Земли иобнажающейся в трансформных разломах вблизи от этих зон. К тому же Л.В. Дмитриев показалкомплиментарность океанических базальтов и реститовых (остаточных после выплавкибазальтов) гарцбургитов по отношению к океаническим лерцолитам, доказав тем самымпервичность лерцолитов, из которых, следовательно, выплавляются толеитовые базальтысрединно-океанических хребтов, а в остатке сохраняется реститовый гарцбургит. Такимобразом, ближе всего составу верхней мантии, а следовательно, и всей мантии соответствуетописанный Л.В. Дмитриевым океанический лерцолит, состав которого приведен в табл.
2.1.Кроме того, признание существования в мантии конвективных движений позволяетопределить и ее температурный режим, поскольку при конвекции распределение температуры вмантии должно быть близким к адиабатическому, т.е. к такому, при котором между смежнымиобъемами мантии не происходит теплообмена, связанного с теплопроводностью вещества. Вэтом случае теплопотери мантии происходят только в ее верхнем слое – через литосферу Земли,распределение температуры в которой уже резко отличается от адиабатического. Ноадиабатическое распределение температуры легко рассчитывается по параметрам мантийноговещества.Для проверки гипотезы о едином составе верхней и нижней мантии были проведенырасчеты плотности океанического лерцолита, поднятого в трансформном разломе хребтаКарлсберг в Индийском океане, по методике ударного сжатия силикатов до давлений около 1,5Мбар.
Для такого “эксперимента” вовсе не обязательно сжимать сам образец породы до такихвысоких давлений, достаточно знать его химический состав и результаты ранее проведенныхопытов по ударному сжатию отдельных породообразующих окислов. Результаты такогорасчета, выполненного для адиабатического распределения температуры в мантии, былисопоставлены с известными распределениями плотности в этой же геосфере, но полученнымипо сейсмологическим данным (см. рис. 2.10). Как видно из приведенного сравнения,распределение плотности океанического лерцолита при высоких давлениях и адиабатическойтемпературе неплохо аппроксимирует реальное распределение плотности в мантии, полученноепо совершенно независимым данным.
Это свидетельствует в пользу реальности сделанных38предположений о лерцолитовом составе всей мантии (верхней и нижней) и об адиабатическомраспределении температуры в этой геосфере. Зная распределение плотности вещества в мантии,можно подсчитать и ее массу: она оказывается равной (4,03–4,04)·1027 г, что составляет 67,5%от общей массы Земли.На подошве нижней мантии выделяется еще один мантийный слой толщиной около 200км, обычно обозначаемый символом D'', в котором уменьшаются градиенты скоростейраспространения сейсмических волн и возрастает затухание поперечных волн.
Более того, наосновании анализа динамических особенностей распространения волн, отраженных отповерхности земного ядра, И.С. Берзон и ее коллегам (1968, 1972) удалось выделить тонкийпереходный слой между мантией и ядром толщиной около 20 км, названный нами слоемБерзон, в котором скорость поперечных волн в нижней половине убывает с глубиной от 7,3км/с практически до нуля.
Снижение же скорости поперечных волн можно объяснить лишьуменьшением значения модуля жесткости, а следовательно, и уменьшением коэффициентаэффективной вязкости вещества в этом слое.Сама граница перехода от мантии к земному ядру при этом остается достаточно резкой.Судя по интенсивности и спектру отраженных от поверхности ядра сейсмических волн,толщина такого пограничного слоя не превышает 1 км.2.5.
Земное ядроЗемное ядро надежно выделяется по сейсмическим данным, и прежде всего по четкойтени на годографах рефрагированных в мантии сейсмических волн, по отраженным от егоповерхности продольным и поперечным волнам и по полному затуханию во внешнем ядрепоперечных волн. Скорость продольных волн в ядре при этом резко уменьшается примерно в1,7 раза (рис.
2.11). Отсюда следует важный вывод, что вещество во внешней оболочке земногоядра (во внешнем ядре или слое Е) – находится в жидком состоянии. С другой стороны,существование обменных волн, испытавших преобразование от продольных к поперечным иопять к продольным в центральных областях Земли и новое скачкообразное повышениескорости продольных волн в этих областях, свидетельствует о существовании у Земли еще ивнутреннего, эффективно жесткого ядра.Радиус внутреннего жесткого ядра (слой G) примерно равен 1200–1250 км, мощностьпереходного слоя между внутренним и внешним ядром (слой F) приблизительно 300–400 км, арадиус внешнего, жидкого ядра (слоя Е) равен 3450–3500 км (соответственно глубины 2870–2920 км). Плотность “ядерного” вещества во внешнем ядре монотонно изменяется от 9,5–10,1г/см3 на его поверхности до 11,4–12,3 г/см3 на подошве (см.
рис. 2.13). Плотность вещества вовнутреннем ядре возрастает примерно на 8–10% и в центре Земли достигает 13–14 г/см3. Массаземного ядра в разных моделях заключается в пределах (1,91–1,94)·1027 г, что составляет 31–32% всей массы Земли.Проведенная в конце 80-х годов А. Дзивонским и его коллегами сейсмическая томографияземного ядра показала, что его поверхность неровная и на ней существуют заметныеотклонения от равновесной фигуры эллипсоида вращения, достигающие ±(6–10) км (рис. 2.12).Выявленные неровности на поверхности земного ядра, вероятнее всего, отмечают собой корнивосходящих и нисходящих конвективных потоков в нижней мантии, как это и предсказывалосьнами ранее (1974, 1979), еще задолго до открытия самих неровностей.
Действительно, поднисходящими конвективными потоками, т.е. под более тяжелыми участками мантии,обязательно должны возникать мантийные выступы или корни нисходящих потоков,вдавленные в вещество ядра, а под восходящими потоками, наоборот, должен наблюдатьсяподъем поверхности ядра.39Рис. 2.11. Скорости распространения продольных vp и поперечных vs сейсмических волн в ЗемлеРис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
