Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 21
Текст из файла (страница 21)
Возможное накопление избыточного тепла, выделение или поглощение летучих компонентов (например, H и C) жидким ядром совместно с другимипроцессами на границе ядро – мантия на глубине 2900 км и в слоеD″ над этой границей может инициировать мантийные плюмы иявляться главным фактором перераспределения вещества в недрахпланеты [Добрецов, Шацкий, 2012].Совокупность лабораторных экспериментов и сейсмическихданных приводит к выводу, что границу мантия – ядро следует рассматривать с точки зрения изменения химического состава, т. е. какграницу раздела между силикатной мантией и железным ядром[Литасов, Шацкий, 2016a]. Мантия и ядро не находятся в термодинамическом равновесии и вследствие этого силикатное веществомантии растворяется в расплавленном материале ядра. В результатетакого химического взаимодействия на границе D′′ может происходить дифференциация вещества с образованием железо-никелевогорасплава, содержащего серу, кислород и кремний и формирующеговнешнее ядро Земли.112Тектоническая активность Земли, геохимическая эволюциямантии, её дегазация и генетически связанные с ними процессыформирования океанов, атмосферы и земной коры с присущими ейместорождениями полезных ископаемых, а также возникновение иразвитие жизни на Земле, как это теперь все более чётко выясняется, в конце концов приводятся в действие и управляются планетарным процессом выделения земного ядра.
Но этот главный планетарный процесс глобальной эволюции Земли, в свою очередь, полностью определяется составом вещества земного ядра.7.1.3. Строение мантииМантия представляет собой наибольшую по объему и весуоболочку твердой Земли, простирающуюся от подошвы коры наминимальной глубине 6–7 км под зонами срединно-океаническиххребтов до границы Гутенберга на глубине 2891 км.При послойном расчленении верхней мантии (см. табл. 6) вней 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) порцийбазальтового расплава, а также присутствие в ней воды.
Таким образом, вертикальная расслоенность мантии определяется изменениями минералогии и структуры слагающих ее силикатов. Принятосчитать, что благодаря высокому давлению (от 1 до 136 Гпа) вещество мантии Земли, по-видимому, находится в твердом кристаллическом состоянии (за исключением более пластичной астеносферы,где оно, возможно, аморфно).По сейсмическим данным в верхней мантии выделяются [Пущаровский, 2001] слой В глубиной до 400 км и С до 800–1000 км(некоторые исследователи слой С называют средней мантией).Глубже 400 км в верхней мантии вновь повсеместно распространяются как P-, так и S-волны, причем их скорости увеличиваются сглубиной.
Такая картина наблюдается до глубины 660 – 670 км, гдепроходит раздел верхней и нижней мантии. В нижней мантии выделяется слой D до глубины 2700 км с переходным слоем D1 от1132700 до 2900 км (см. рис. 29, табл. 5). Границей между этими частями мантии (верхней и нижней) служит слой Голицына, располагающийся на глубине около 670 км.Литосфера и астеносфераНаиболее жесткая верхняя часть мантии претерпела длительные процессы плавления и флюидно-магматической дифференциаци, здесь зарождаются магматические расплавы и восходящиефлюидные потоки. В зависимости от степени плавления мантийного субстрата образуются магмы определенного состава, а в очагахмагмообразования остаются тугоплавкие остатки (реститы) – дуниты (при степени плавления 30–60 %), гарцбуриты (при 10–30 %плавления), лерцолиты (1–10 % плавления) (рис.
39, 46). Этот реститоносный литосферный слой истощен более легкоплавкими инесовместимыми элементами и называется литосферной мантией.Рис. 39. «Реститовые» жилы дунита в гарцбургите(офиолитовый комплекс North West Arm, Ньюфаундленд, 1971)Литосферная мантия вместе с земной корой образует литосферу Земли.
Вязкость литосферы составляет около 1027 Пуаз. Встроении литосферы выделяются подвижные области (складчатыепояса) и относительно стабильные платформы (кратоны). Мощность литосферы варьируется от 5 до 200 км. Под континентами114толщина литосферы меняется от 25 км под вулканическими дугамии континентальными рифтовыми зонами до 200 км и более поддревними платформами. Под океанами литосфера более тонкая идостигает минимальной отметки в 5 км под срединноокеаническими хребтами, на периферии океана, постепенно утолщаясь, доходит до 100-километровой толщины.Наиболее крупными элементами литосферы являются литосферные плиты с размерами в поперечнике 1–10 тыс.
км. В настоящее время литосфера разделена на семь главных и несколько малыхплит. Границы между плитами проводятся вдоль зон наибольшейсейсмической и вулканической активности. Верхняя часть литосферы граничит с атмосферой и гидросферой. Атмосфера, гидросфера и верхний слой литосферы находятся в прочной взаимосвязии частично проникают друг в друга.Непосредственно под литосферной мантией располагаетсяслой мощностью 150–400 км, в котором постоянно поднимается изатем растекается горизонтально вещество восходящих мантийныхтепломассопотоков. Эта пластичная оболочка называется астеносферой (астеносферной мантией), в которой около 3 % мантийноговещества находится в расплавленном состоянии и поэтому астеносфера обладает пониженной вязкостью порядка 1019–1020 пуаз подокеанами и 1021–1022 пуаз под континентами.
Астеносферная мантия тоже является в значительной мере истощенной.На рис. 40 видно, что астеносфера характеризуется несколькоповышенной температурой в сравнении с окружающей мантией.При этом значительные температурные неоднородности верхнеймантии отмечаются именно в горизонтальном разрезе.
В областяхвосходящих мантийных тепломассопотоков (зоны СОХ, континентальных рифов, районы горячих точек) температура повышается игеоизотермы изгибаются в направлении поверхности Земли, а врайонах нисходящих конвективных мантийных потоков (зоны субдукции) температура, наоборот, понижается.Астеносфера является корнем процессов, вызывающих горизонтальные и вертикальные движения участков литосферы. Горизонтальный перенос вещества в астеносфере увлекает за собой литосферные пластины-плиты, оказывая влияние на движение литосферы [Хаин, Ломизе, 1995]. Подобным образом подъем поверхности астеносферы приводит к подъему литосферы, а в предельномслучае – к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию (последнее также возможно при «оттоке» астеносферы).115Рис. 40. Температурная и вязкостная модель Земли[Fabio Crameri, 2012]Можно сказать, что астеносфера является активным, а литосфера – относительно пассивным элементом, а их взаимодействиеопределяет тектоническую и магматическую «жизнь» земной коры.В осевых зонах срединно-океанических хребтов, особенно наВосточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы находитсяна глубине всего 3–4 км, т.
е. литосфера ограничивается лишь верхней частью коры. По мере движения к периферии океанов толщиналитосферы увеличивается за счет низов коры, а в основном верховмантии и может достигать 80–100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких какВосточно-Европейская или Сибирская, мощность литосферы измеряется уже 150–200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям [Jordan, 1978], она может достигать 400 км,т.
е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входитьв состав литосферы.Трудность обнаружения астеносферы на глубинах более 150–200 км породила у некоторых исследователей сомнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативномупредставлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т. е.именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных«астенолинз».
С этим выводом, который мог бы иметь важное зна116чение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области демонстрируют высокую степень изостатической уравновешенности, ведь к ним относятся приведенные выше примерыобластей современного и древнего оледенения (Гренландия и др.).Причина того, что астеносферу не везде легко обнаружить,состоит, очевидно, в изменении ее вязкости по латерали или, иначеговоря, в уменьшении контраста между литосферой и астеносферойкак в отношении скорости распространения сейсмических волн, таки в отношении электропроводности.
Зависит это в конечном счетеот уменьшения содержания в астеносфере расплава; в пределе отличие астеносферы от литосферы может состоять лишь в аморфизации вещества. И все это определяется величиной идущего из недртеплового потока: чем выше этот поток и, соответственно, геотермический градиент, тем на меньшей глубине происходит переходот литосферы к астеносфере и тем мощнее оказывается последняя.7.1.4. Минералогия, петрологияи модельный состав мантииДо глубины 350 км верхняя мантия (астеносфера) состоит из57 % оливина, 29 % пироксена и 14 % граната (лерцолитовая модель) и имеет плотность около 3,38 г/см3. Плотность верхней мантии (слоя В) с глубиной увеличивается от 3,3–3,32 примерно до3,63–3,70 г/см3 на глубине около 410 км.
Увеличение плотностимантии с глубиной объясняется уплотнением её вещества под влиянием все возрастающего давления вышележащих мантийных слоев,достигающего на подошве мантии значений 1,35–1,40 Мбар. Особенно заметное уплотнение силикатов мантийного вещества происходит в интервале глубин 350–1000 км. Как показал А. Рингвуд,именно на этих глубинах многие минералы испытывают полиморфные превращения [Ringwood, 1975; Рингвуд, 1981].На фоне постепенного увеличения плотности с глубиной вверхней мантии существуют области резкого увеличения плотностина отметках 350, 410, 500–550, 670 км. В условиях большого литостатического давления уменьшение межатомных расстояний вструктурах минералов вызывает плавный рост плотности мантии.Резкое увеличение плотноти в узких диапазонах глубин указываетна фазовый переход минералов с исчезновением менее плотныхструктур и появлением более плотных (т.
е. перестройку кристал117лической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению). Предположение о том, что расслоенность верхней мантии обусловлена фазовыми переходами силикатных минералов, не затрагивающими их химический состав, было высказано ещев 1930-х гг. Таким образом, вертикальная неоднородность мантиипроявлена в смене парагенезисов и состава минералов в сторону появления все более плотных фаз с увеличением глубины (рис. 41).Рис. 41. Строение внутренней части Земли и примеры кристаллическихструктур минералов в мантии [Hirel, 2012]В настоящее время многие фиксируемые в глубинных геосферахфазовые переходы в мантии представляются следующим образом:1. На глубине около 220 км (граница Леманн) переход вполнеможет соответствовать смене моноклинных структур пироксеновромбическими [Mendelssohn, Price, 1997].2. В диапазоне глубин до 300 км происходят переходы: плагиоклаз – шпинель на ~30 км, шпинель – гранат от 60 до 90 км. Гранатостается устойчивым до 300 км [Williams, Boggs, Ratcliff, 2005].3.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
