Геотектоника 2. Глубинное строение Земли

2. Глубинное строение Земли
2.1. Методы изучения глубинного строения
Подразделяются на прямые и косвенные.
Прямые – методы непосредственного изучения горных пород и структур в
искусственных и естественных обнажениях. Самая глубокая скважина пробурена на
Кольском полуострове -12 261 м.
Представление о глубоких уровнях Земли
дает изучение ксенолитов — обломков
глубинных горных пород, вынесенных к
поверхности магматическими расплавами.
Косвенные методы основаны на анализе
космологических (изучение космических
тел) и геофизических данных.
Основную информацию дают геофизические методы:
• сейсмические, основанные на регистрации упругих колебаний;
• гравиметрические, основанные на изучении поля силы тяжести;
• магнитометрические — изучающие магнитное поле Земли;
• геотермические, изучающие тепловое поле планеты;
• электрометрические методы, изучающие электропроводность земных недр.
2.2. Строение Земли
Модель Земли
Распределение массы между внутренними геосферами
Геосфера
Земная кора
Мантия
Ядро
Вся Земля
Расстояние
Объем
Доля массы
Масса.
нижней* границы
.
геосферы от
21 кг
10
от пов. Земли, км 1018 м3
массы Земли, %
5–70
до 2900
6371 (центр
Земли)
10,2
896,6
28
4013
0,48
67,2
175,2
1934
32,3
1083,4 5976
100,0
Сейсмическая модель Земли
Сейсмические волны:
- продольные
- поперечные
Сейсмические границы
Выделяют до 20 границ раздела
1. Основные
Граница Мохоровичича (граница Мохо, или граница М). Открыта в 1909 г.
Граница Земной коры и мантии. Глубина от 10 до 75 км.
Граница Гутенберга (Вихерта). Открыта в 1914 г. Граница, разделяющая ядро и
мантию. Глубина 2900 км.
2. Дополнительные
Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю
мантию (670-2900 км)
Граница 410 км, делит верхнюю мантию на два слоя. Верхний, относительно
жесткий
Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее
твёрдое (5150-6371 км).
Обобщенная схема строения Земли
(литосферные
плиты)
Верхняя
Подкоровая
мантия
Астеносфера
410
670
2700
Переходный слой
Ядро
до 70
-М
до 300
Нижняя
Мантия
Земная кора
Литосфера
Геосферы
2900
Внешнее
5000
Переходная зона
5200
Внутреннее
6371
Веществ.
состав
Сейсм.
границы
-410
- 670
Осадочные,
магматические,
метаморфич. породы
Ультраосновные породы
Глубины,
км
пироксен,
оливин, гранат
флюидизир.
часть
гранат,
шпинель,
перовскит
- ВихертаFe, Ni, Si, C, H, S, O
Гутенберга
(жидкое)
- 5150
Fe + Ni (твердое)
2.3. Изменение
физических
параметров с
глубиной
2.4. Характеристика тектоносферы и более глубоких геосфер
Тектоносфера (ТС) - это главная область проявления тектонических процессов (до
гл. 410 км).
В геологическом плане ТС делится на земную кору и верхнюю мантию.
В физическом (реологическом) - ТС делится на литосферу и астеносферу.
Важнейший показатель реологических свойств вязкость.
2.4.1. Земная кора
Земная кора – самая верхняя оболочка твердой Земли, ограниченная границей
Мохо. Мощность меняется от 0 (в участках СОХ) до 75 км под континентальными
горными сооружениями (Анды, Гималаи, Тибет).
Два главных типа земной коры – континентальная и океанская.
Различаются по строению, составу, происхождению и возрасту.
Имеются промежуточные типы коры.
Континентальная кора (КК)
КК распространена в пределах континентов, шельфовых зон по окраинам
континентов и отдельных участков внутри океанских бассейнов (микроконтинентов). В
сумме 41 % земной поверхности. Средняя мощность 35-40 км, она уменьшается к
окраинам континентов и возрастает в районах горных сооружений до 70-75 км.
В составе КК выделяется 3 слоя (Хаин, Ломизе, 2005):
1. Осадочный слой (чехол). Мощность до 10-20 км во впадинах. Осадочные породы
континентального или меководноморского происхождения, иногда покровы и силлы
основных магматических пород (трапповые поля). Возраст пород до 1,7 млрд. лет.
2. Верхний слой консолидированной коры. Обнажается на щитах и в осевых зонах
складчатых сооружений. Вскрыт на глубину 12 км в Кольской скважиной и шахтами до
3,8 км (Индия, Южн. Африка). Породы – кристаллические сланцы, гнейсы,
амфиболиты, граниты (гранито-гнейсовый слой, гранитно-метаморфический).
Мощность 15-30 км.
3. Нижний слой консолидированной коры. Преобладают более метаморфизованные и
более основные породы (гранулит-базитовый слой).
Океанская кора (ОК)
ОК распространена под океанами. В сумме 56 % земной поверхности. Мощность
не более 5-6 км, возрастает к подножию континентов. Возраст пород не превышает
170 млн. лет. В составе ОК отчетливо выделяется 3 слоя (Хаин, Ломизе, 2005):
1. Первый, осадочный слой. Мощность до 1 км в центр. части океанов, до 0 км в
осевых частях СОХ, до 15 км в на периферии океанов в близи континентальных
подножий. Породы – глинистые, кремнистые, карбонатные глубоководные
(пелагические) осадки. Возле континентов появляется примесь обломочного материала.
2. Второй, базальтовый с редкими тонкими прослоями пелагических осадков.
Базальты обладают характерной подушечной отдельностью (пиллоу-лавы).
Встречаются покровы массивных базальтов. В нижней части слоя развиты
параллельные дайки долеритов. Мощность 1,5-2,0 км.
Первый и второй слои хорошо изучены глубоководным бурением.
3. Третий слой. Состоит из полнокристаллических магматических пород основного и в
низах ультраосновного состава. В верхней части развиты породы типа габбро, в
нижней части «полосчатый комплекс» расслоенных при магм. дифференциации
габбро. Мощность 5 км.
В складчатых поясах континентов встречаются фрагменты древней, вплоть до
раннедокембрийской ОК, представленной офиолитами (серпентинизированные
перидотиты и габбро, диабазы и базальты) с радиоляритами. «Триада Штейнманна».
Переходные типы коры
Выделяют субконтинентальный и субокеанический типы.
Субконтинентальная кора характерна для островных дуг и пассивных
окраин материков (окраины Атлантического типа). По строению блика к коре
континентального типа, но имеет меньшую мощность (20-30 км). Характерно
нечеткое разделение слоев консолидированной коры. На островных дугах
происходит формирование конт. коры, проявляющееся в извержении основных,
средних и кислых магм, формировании мощных осадочных толщ и внедрении
интрузий среднего и кислого состава.
Субокеанский тип коры приурочен к глубоководным котловинам окраинных
и внутренних морей (южная часть Каспийского моря, части Черного,
Средиземного морей и др.). Характерно отсутствие гранито-гнейсового слоя,
огромная мощность верхних осадочных толщ (до 15-20 км), непосредственно
залегающих на базальтовом слое. Общая мощность 10-25 км. Предполагается, что
это «незакрывшиеся» участки палеоокеанов.
2.4.2. Поверхность Мохоровичича и верхняя мантия
Граница коры и мантии сейсмически четко выражена скачком скоростей
продольных волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с – граница М.
Граница М в океанах отвечает переходу «полосчатого комплекса» третьего слоя
ОК к сплошным серпентинизированным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам),
местами выступающими на поверхность дна и над поверхностью океана.
Граница М на континентах недоступна непосредственному изучению.
Предполагается ее более сложный характер. На Украинском щите выделяют М1, М2, М3.
Здесь верхняя мантия сложена также в основном перидотитами, выше шпинелевыми, а
ниже гранатовыми (изучение включений в кимберлитах). Встречаются эклогиты
(глубокометаморфизованные основные породы) – реликты океанской коры.
Верхняя часть мантии под континентами обеднена Si, U, Th, TR (редкие земли),
щелочами. Это «истощенная» («деплетированная») мантия. Она охватывает почти
всю литосферную часть. Сменяется на глубину «неистощенной» мантией.
В целом верхняя мантия имеет сложное строение и глубину до 660-670 км. В
нижней части выделяют переходный слой от 410 до 670 км - «слой Голицына».
2.4.3. Нижняя мантия и ядро Земли
Нижняя мантия от 670 до 2900 км (граница ядра).
По вертикали она неоднородна – выделяется с разной степенью уверенности
несколько слоев. Особо выделяется нижний слой мантии, обозначаемый индексом Dʼʼ
(дубль-прим). Его толщина 200-300 км. Полагают, что здесь происходит обмен
веществом между мантией и внешним ядром.
Слой Dʼʼ рассматривается:
- как базальный уровень до которого погружаются субдуцировавшие в мантию
относительно холодные пластины («слэбы») океанской литосферы;
- от которого поднимаются самые глубинные струи разогретого мантийного вешества
(«плюмы»).
Внешнее ядро (от 2900 до 5150 км) находится в расплавленном состоянии
(затухают поперечные сейсмические волны). Его вещество интенсивно конвективно
перемешивается, что в сочетании с осевым вращением Земли создает ее магнитное
поле. Состоит в основном из Fe и Ni с примесью других легких элементов (Si, O, S, C,
H).
Внутренне ядро (от 5150 км и глубже, до 6371) твердое, плотность до 14,3 г/см3.
Вероятно состоит из Fe и Ni. Его главные особенности – оно анизотропно и вращается
со скоростью отличной от скорости внешнего ядра и остальной планеты.
2.4.4. Литосфера и астеносфера
(тектоносфера)
В отличие от коры и мантии, выделяемых по геологическим данным (состав
пород) и данным сейсмологии, литосфера и астеносфера – понятия чисто физические
(реологические).
Литосфера – пассивная, хрупкая, жесткая оболочка, включающая кору и часть
верхней мантии, лежащие над пластичной астеносферой. Мощность от 100 до 400 км.
Литосфера «расколота» на плиты, «плывущие» по астеносфере (тектоника
литосферных плит).
Астеносфера – активная, способная к перетеканию, пластичная ослабленная
(флюидизированная) оболочка, подстилающая жесткую и хрупкую литосферу.
Содержание флюида (расплава) может составлять n*1%.
Основанием для выделения астеносферы – была необходимость объяснить
изостатическую уравновешенность коры, обнаруженную при измерениях силы
тяжести (гравиметрия) у подножия горных сооружений (середина XIX в.). Оказалось,
что крупные неровности рельефа уравновешены на глубине, т.о. чтобы на уровне
земной поверхности не проявлялись значительные отклонения силы тяжести.
Изостазия – состояние равновесия масс земной коры и мантии. Отмечается для
площадей размером в n*100 км в поперечнике.
Рельеф планетарной поверхности М представляет собой увеличенное по
вертикали зеркальное отображение общих форм рельефа земной поверхности.
«Чем выше макушка льдины над водой, тем глубже ее нижняя часть».
Модель изостазии по Дж.
Эри
Зеркальное соответствие горного рельефа
и подошвы земной коры в центральных
Андах
1 – поверхностный рельеф; 2-3 – положение подошвы
земной коры (М):
2 - предсказанное по модели Эри
3 – установленное сейсмич. методами.
Большая часть поверхности
изостатическому равновесию.
Земли
находится
в
состоянии
близком
к
Примеры действия изостазии:
- под тяжестью ледниковых покровов (до 4 км мощности) поверхность коры в
Антарктиде и в Гренландии значительно опущена, местами ниже уровня океана;
- напротив, Скандинавия и Канада, освободившись, сравнительно недавно от
ледникового панциря, испытывают поднятие, на порядок превышающее по скорости
то поднятие, которое они испытывали до наступления ледникового периода.
При изменении в результате хозяйственной деятельности (водохранилища –
Красноярское …, добыча полезных ископаемых – Кузбасс, Зап. Сиб. НГП …, создание
мегаполисов – Москва …) нагрузки на земную кору на значительных площадях (n*1000
км2) создаются условия к активному проявлению изостазии (техногенные
землетресения).
Главный астеносферный слой и внутрилитосферные слои на геофизическом профиле вдоль
линии Европейского Геотраверса (EGT), по Д. Дж. Бланделлу (1999). М – поверхность Мохо.
1 – верхняя кора; 2 – породы нижн. коры (Vp 6,5-7 км/с); 3 – породы нижн. коры (Vp 7-7,5 км/с);
4 – литосфера; 5 – внутрилитосферные слои (пониж. Vp); 6 – астеносфера; 7 – мезосфера (ср. мантия).