МАНТИЯ ЗЕМЛИ - Контрольная работа «Литология»

Мантия — самая мощная из геосфер Земли. Она распространяется до глубины 2900 км и занимает 82,26% объема планеты. В мантии сосредоточено 67,8% массы Земли. С глубиной плотность вещества мантии в целом возрастает с 3,32 до 5,69 г/см3, хотя это происходит неравномерно .

Обычно по сейсмическим данным мантию делят на верхнюю (слой В), до глубины 400 км, переходный слой Голицына (слой С) в интервале глубин 400-1000 км и нижнюю мантию (слой D) с подошвой на глубине примерно 2900 км. Под океанами в верхней мантии выделяется еще и слой пониженных скоростей распространения сейсмических волн — волновод Гутенберга, обычно отождествляемый с астеносферой Земли, в которой мантийное вещество находится в частично расплавленном состоянии. Под континентами зона пониженных скоростей, как правило, не выделяется либо слабо выражена.

В состав верхней мантии обычно включаются и подкоровые части литосферных плит, в которых мантийное вещество охлаждено и полностью раскристаллизовано. Под океанами мощность литосферы меняется от нуля под рифтовыми зонами до 60-70 км под абиссальными котловинами океанов. Под континентами толщина литосферы может достигать 200-250 км.

Сведения о строении мантии и земного ядра, а также о состоянии вещества в этих геосферах получены в основном по сейсмологическим наблюдениям, путем интерпретации годографов сейсмических волн с учетом известных уравнений гидростатики, связывающих между собой градиенты плотности и значения скоростей распространения продольных и поперечных волн в среде. Методика эта была разработана известными геофизиками Г. Джефрисом, Б. Гутенбергом и особенно К. Булленом еще в середине 40-х годов и затем существенно усовершенствована К. Булленом и другими сейсмологами.

Плотность верхней мантии (слой В) с глубиной увеличивается от 3,3-3,32 примерно до 3,63-3,70 г/см3 на глубине около 400 км. Далее в переходном слое Голицына (слой С) градиент плотности резко возрастает и плотность повышается до 4,55-4,65 г/см3 на глубине 1000 км. Слой Голицына постепенно переходит в нижнюю мантию, плотность которой плавно (по линейному закону) возрастает до 5,53-5,66 г/см3 на глубине ее подошвы около 2900 км.

Увеличение плотности мантии с глубиной объясняется уплотнением ее 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 400-1000 км. Как показал А. Рингвуд, именно на этих глубинах многие минералы испытывают полиморфные превращения. В частности, наиболее распространенный в мантии минерал оливин приобретает кристаллическую структуру шпинели, а пироксены — ильменитовую, а затем и плотнейшую перовскитовую структуру. На еще больших глубинах большинство силикатов, за исключением, вероятно, только энстатита, распадаются на простые окислы с плотнейшей упаковкой атомов в соответствующих им кристаллитах.

Факты движения литосферных плит и дрейфа континентов убедительно свидетельствуют о существовании в мантии интенсивных конвективных движений, неоднократно перемешивавших за время жизни Земли все вещество этой геосферы. Отсюда можно сделать вывод, что составы и верхней и нижней мантии в среднем одинаковые .

ЛИТОСФЕРА

Земная кора, гидросфера и атмосфера образовались, в основном, в результате высвобождения веществ из верхней мантии молодой Земли. Сейчас время в срединных хребтах на дне океанов продолжается формирование океанической коры, сопровождающееся выделением газов и небольших количеств воды. По-видимому, и образование коры на молодой Земле было результатом подобных процессов, вследствие чего сформировалась тонкая оболочка, составляющая менее 0,0001% объема всей планеты. Состав этой оболочки, образующей континентальную и океаническую кору, изменялся во времени, прежде всего, за счет перехода элементов из мантии из-за частичного плавления на глубине примерно 100 км. Средний химический состав современной земной коры характеризуется большим содержанием кислорода, за которым следуют кремний и алюминий.

Соотношение горных пород земной коры

Название горных пород Процент от общего объема земной коры, % Магматические и метаморфические породы

Граниты, диориты, эффузивы 20,86

1 Кристаллические сланцы, гнейсы 16,91

Базальты, габбро, амфиболы 50,34

Осадочные породы

Глины и глинистые сланцы 4,48

Пески и песчаники 3,56

Карбонатные породы 3,57

Прочие породы 0,28

Земная кора континентального типа

Континент

Земная кора океанического типа

Земная кора континентального типа

Толщина коры под континентами составляет, в среднем, 35–40 км. Там, где на суше расположены молодые высокие горы, она часто превышает 50 км (например, под Гималаями достигает 90 км). Под океанами кора более тонкая – в среднем около 7–10 км, а в некоторых районах Тихого океана – всего 5 км. Границы земной коры определяются по скорости распространения сейсмических волн. Сейсмические волны дают информацию и о свойствах мантии. Установлено, что верхняя мантия состоит, главным образом, из силикатов магния и железа. Состав нижней мантии остается загадкой, однако высказывается предположение, что она содержит оксиды магния и кремния. Заключения о составе земного ядра были сделаны на основании не только анализа сейсмических волн, но и расчетов плотности и изучения состава метеоритов. Считается, что внутреннее ядро представляет собой твердый сплав железа и никеля. Внешнее ядро, по-видимому, жидкое и имеет несколько меньшую плотность. Некоторые специалисты считают, что оно содержит до 14% серы.

Средние значения относительного содержания химических элементов в верхнем слое земной коры по предложению советского геохимика А.Е.Ферсмана (1883–1945) называют кларками элементов в честь американского ученого Франка Уилгсуорта Кларка (1847–1931), который разработал методы количественной оценки распространенности химических элементов.

Анализ значений кларков позволяет понять многие закономерности распределения химических элементов. Кларки химических элементов земной коры различаются более чем на десять порядков. Так, если алюминия в земной коре содержится более восьми процентов по массе, то, например, золота 4,3·10-7 %, меди – 5·10-3 %, урана – 3·10–4%, а такого редкого металла, как рений – всего 7·10–8 %.Элементы, содержащиеся в относительно большом количестве, образуют в природе многочисленные самостоятельные химические соединения, а элементы с малыми кларками рассеяны, преимущественно, среди химических соединений других элементов. Элементы, кларки которых меньше 0,01%, называют редкими.

Основными соединениями, образующими литосферу, являются диоксид кремния, силикаты и алюмосиликаты. Бóльшую часть литосферы составляют кристаллические вещества, образовавшиеся при охлаждении магмы – расплавленного вещества в глубинах Земли. При остывании магмы образовывались и горячие растворы. Проходя по трещинам в окружающих горных породах, они охлаждались и выделяли содержащиеся в них вещества.

Поскольку некоторые минералы стабильны только при определенных условиях, при изменении температуры и давления они распадаются. Например, ряд силикатов, образующихся глубоко в коре при высоких температуре и давлении, становятся неустойчивыми, когда попадают на поверхность Земли. С другой стороны, на большой глубине под действием внутреннего тепла Земли и повышенного давления многие горные породы меняют свой вид, образуя новые кристаллические формы.

Поверхность континентальной коры подвержена действию атмосферы и гидросферы, что выражается в процессах выветривания. Физическое выветривание является механическим процессом, в результате которого порода размельчается до частиц меньшего размера без существенных изменений в химическом составе. Химическое выветривание приводит к образованию новых веществ, оно происходит под действием влаги, особенно подкисленной, и некоторых газов (например, кислорода), разрушающих минералы.

Простейший процесс выветривания – это растворение минералов. Вода вызывает разрыв ионных связей, соединяющих, например, катионы натрия и хлорид ионы в галите NaCl. В этом процессе не участвуют катионы водорода, поэтому он не зависит от рН.

При разрушении веществ, содержащих элементы в низких степенях окисления, например, сульфидов, большую роль играет кислород. В эти процессы часто вовлечены микроорганизмы. Так, окисление пирита FeS2 можно моделировать следующим рядом реакций. Сначала окисляется сера(–I):

2FeS2 + 2H2O + 7O2 = 4H+ + 4SO42– + 2Fe2+

Затем следует окисление железа(II), катализируемое железоокисляющими бактериями:

4Fe2+ + O2 + 6H2O = 4FeO(OH) + 8H+

Образующийся гетит FeO(OH) покрывает дно ручьев в виде характерного желто-оранжевого налета.

Железоокисляющие бактерии извлекают энергию при окислении неорганических веществ, поэтому они развиваются там, где нет органических соединений, используя в качестве источника углерода СО2. Однако окисление железа – не очень эффективный способ выработки энергии: для получения 1 г клеточного углерода должно быть окислено примерно 220 г железа(II). В результате там, где живут железоокисляющие бактерии, образуются большие отложения соединений железа(III).

Выветривание карбонатных минералов, например CaCO3, происходит при взаимодействии с кислотами, содержащимися в воде за счет поглощения диоксида углерода, а также антропогенного диоксида серы. При этом поверхностные воды нейтрализуются и обогащаются гидрокарбонат-ионами:

CaCO3 + H2CO3 = Ca2+ + 2HCO3–

Разрушение силикатов, например Mg2SiO4 (форстерит) можно описать следующим уравнением:

Mg2SiO4 + 4H2CO3 = 2Mg2+ + 4HCO3– + H4SiO4

Реакция идет за счет образования чрезвычайно слабой ортокремниевой кислоты, при этом минерал со временем полностью растворяется. Однако при выветривании более сложных силикатов растворимыми оказываются не все продукты. В общем случае в результате выветривания образуются, в основном, кварц и глинистые минералы – водосодержащие слоистые алюмосиликаты. Например, при выветривании CaAl2Si2O8 (анортит) твердым продуктом реакции является глинистый минерал каолинит:

CaAl2Si2O8 + 2H2CO3 + H2O = Ca2+ + 2HCO3– + Al2Si2O5(OH)4

На скорость выветривания влияет биосфера (где создается диоксид углерода), а также рельеф суши и климат, состав воды, тип материнской породы и кинетика реакций с участием отдельных минералов. Так, во влажных тропиках выветривание происходит быстрее. Это связано с тем, что высокие температуры ускоряют реакции, а постоянные ливни делают возможным быстрое вымывание и снос в моря и океаны даже практически нерастворимых соединений, например, оксидов алюминия и железа.

Продукты выветривания образуют рыхлые континентальные отложения, мощность которых меняется от 10–20 см на крутых склонах до десятков метров на равнинах и сотен метров – во впадинах. Средний минералогический состав рыхлого покрова суши заметно отличается от состава земной коры континентов.

На рыхлых покровных отложениях сформировались почвы, играющие важнейшую роль во взаимодействии живых организмов с земной корой. В почвах систематически консервируется значительная масса органического вещества, синтезированного высшими растениями. Окисление органического вещества в почвах катализируется ферментами микроорганизмов, при этом образуется диоксид углерода, который при взаимодействии с водой дает слабую угольную кислоту. Это может понизить рН почв до 4–5, что оказывает существенное влияние на процессы выветривания. Почва участвует в круговороте азота, серы и фосфора, а также многих металлов. Поэтому проблема охраны почв имеет большое значение.

Гипотезу дрейфа континентов развивал немецкий ученый А. Вегенер (1912), хотя она казалась необоснованной. Сходство очертаний западного берега Африки и восточного берега Южной Америки издавна считали свидетельством разделения единого материка. Вегенер назвал его Пангея (от греч. pan — все + gaia — земля). Итальянский ученый Синднер-Пеллегрини указывал на сходство не только очертаний, но и ископаемых растений и месторождений угля в Америке и Европе. Примерно в это же время гляциолог Ф.Б.Тейлор связывал образование молодых гор: третичного периода вокруг Тихого океана с «раскрытием» дна Атлантического океана. Причину он видел в приливных силах Луны после ее захвата Землей в меловом периоде, что и вызвало дрейф континентов. А.Холмс в 1927 — 29 гг. выделил силы конвективного течения в верхней мантии Земли как способные переместить континенты (верхнюю оболочку толщиной 50—100 км). Измерения силы тяжести на море и на суше свидетельствовали в пользу гипотезы дрейфа континента.

Район землетрясений образуют узкие и длинные зоны, разделяющие сейсмически активный верхний слой Земли на литосферные плиты — стабильные участки. Плиты (толщиной 75 — 150 км) включают в себя значительную часть верхней мантии. Зоны, ограничивающие плиты, образованы срединно-океаническими хребтами и глубокими и широкими океанскими желобами. По ним расположено большее число действующих вулканов. Плиты перемещаются по поверхности мантии Земли, края плит раздвигаются или сходятся. При раздвижении образуется трещина, в которую поступает вещество мантии; у поверхности оно затвердевает, образуя кору. Этот процесс назван спредингом. Выход вещества — один из процессов рудообразования. Оценка скорости приближения этих элементов к поверхности позволила бы уравнять потребление металла со скоростью формирования руд для достижения устойчивого развития человечества. Если плиты сходятся, их края погружаются в мантию, плита попадает как бы на переплавку.

Гипотеза Вегенера возродилась под влиянием сведений о строении океанического дна и новых данных палеомагнетизма. Оказалось, что континенты в ходе истории Земли испытывали смещения относительно магнитных полюсов, причем по сравнению с концом палеозоя (230 млн лет назад) расположение континентов изменилось. Для понимания процессов потребовалось провести магнитные измерения в океанах. В толще земных осадков установили несколько уровней смены векторов намагниченности пород. Мы живем в эпоху, которая началась около 730 тыс. лет назад, сменив эпоху обратной полярности. Но за этот период бывали и кратковременные смены магнитных полюсов. Исследования геофизиков показали, что возраст пород коры меньше возраста осадочных пород на дне океана и растет в зависимости от расстояния до хребта. Значит, на оси хребта создается новое вещество коры, а образованное ранее смещается от зоны раздвига со скоростью несколько сантиметров в год.

Гипотеза литосферных плит основана на их способности скользить по поверхности астеносферы (расплавленным глубинным породам), чем поверхность Земли приводится в состояние, близкое к гидростатическому равновесию. Эта теория получила признание в 60-е гг. XX в. Считается, что верхний слой коры состоит из 15 жестких плит, из них 50 % — крупные (до 1000 км), которые плавают на горячем, пластичном слое мантии Земли по поверхности астеносферы. При этом плиты могут сталкиваться, погружаться друг под друга и надвигаться одна на другую. Вместе с плитами могут перемещаться и континенты. Эту гипотезу называют гипотезой новой глобальной тектоники, поскольку впервые попытались объяснить развитие Земли с помощью данных, полученных при изучении развития континентов и океанов. Литосферу моделируют системой плит, перемещающихся относительно друг друга со скоростями несколько сантиметров в год. Так, Гималаи, Памир и Тянь-Шань — результат надвигания одной плиты на другую.

При росте плит расширяется океаническая котловина, магма поднимается, застывает и образует вдоль подводного хребта океаническую кору. При замедленном процессе сокращается протяженность спрединговых центров. В настоящее время длина такой системы около 56 тыс. км, а скорости развития порядка 5 см/год (в Атлантике — почти вдвое ниже, в Тихом океане — в 3 раза выше). Умножая среднюю скорость роста на длину спрединговых центров, получим скорость формирования коры — 2,8 км2/год. Средняя площадь океанов — 310 млн км2, т.е. они сформировались за 110 млн лет. Средством проверки гипотезы тектоники плит служила программа бурения с судна «Гломар Челленджер». Результаты бурения дна подтверждают, что океаны более «молоды», чем считали ранее. Возраст западной части Тихого океана — до 180 млн лет, т.е. за последние 2 млрд лет могли возникнуть и исчезнуть до 20 океанов. Если дно и континент принадлежат к одной и той же плите, то континент перемещается вместе с ней. Океаническая кора может погрузиться под континент, присоединяясь к мантии (субдукция). Кора поднимается на хребте, перемещается поперек котловины и погружается вдоль желоба, отделяющего зону субдукции. Породы охлаждаются в океане, растекаются по оси хребта и в стороны от него, и кора постепенно погружается. Некоторые горы на океаническом плато настолько велики, что поднимаются, как острова. Подводные горы чаще всего базальтовые и появляются из «горячих точек», расположенных под плитой. Если плита скользит по магме, возникает целая цепь быстро растущих вулканов, как на Гавайских островах. Скопления минерального сырья по всем границам плит подтверждает существование таких процессов.

Литосферные плиты состоят из фрагментов коры и новых «кусков», называемых экзотическими блоками. При сближении плит одна может поддвинуться под другую и погрузиться в мантию. При этом большая часть коры углубляется в астеносферу, а верхние слои как бы соскабливаются с нее верхней плитой, образуя призму аккреции (от лат. accretio — приращение, увеличение). Так, близ Венесуэлы Карибская плита поддвигается под Южно-Американскую. При столкновении плит несколько увеличивается объем континентальной коры. Вдоль линии столкновения более плотная плита погружается, подвергаясь действию все более высокой температуры. Она несет на себе и осадки, и воду, захваченную пористыми породами. На глубинах 100—150 км эта вода инициирует ряд процессов — частичное плавление пород, образование магмы, обогащенной А1, К, Na, и др. Эта магма содержит до 50— 70 % кремнезема и отличается от океанической базальтовой своей большей вязкостью и густотой. В этих местах растет давление, вызывающее повышенный вулканизм.

Вулканы по краям плит расположены над огромными, поднимающимися вверх «занавесами» мантии, параллельными маркирующим желобам. Длина цепей вулканов достигает 37 тыс. км. На 1 км за 1 млн. лет извергается 20—40 км3 нового силикатного материала, который присоединяется к коре (континентальной) со скоростью 0,751,5 км3/год, а сама океаническая кора почти ничего к ней не добавляет. Но над ней возвышаются острова, возникшие за счет спокойного базальтового вулканизма над горячими точками и в результате вулканизма в областях, параллельных зонам субдукции. На дне океанов имеются целые блоки осадков (до 170 млн. км3), принесенные реками или оставленные вымершими организмами. Часть этого океанического чехла сублимируется, но большая часть составляет основу экзотических блоков.

Объем континентальной коры сейчас составляет 7,6•109 км3, а древнейшие породы имеют возраст 3,8 млрд лет, т.е. средняя скорость роста континентов составляет около 2 км3/год, или 65 м3/с, что явно завышено, так как на неостывшей Земле она была больше. До 70 % коры образовалось более 2 млрд лет назад, а 30 % формировались 2 млрд лет со скоростью 1 км3/год. С этой скоростью образования коры модель рассчитывалась вплоть до фанерозоя (этапа в 600 млн. лет), для которого существует ископаемая летопись жизни. По данным палеомагнетизма, в начале периода континенты были изолированы и сосредоточены в области экватора, в последующие 350 млн. лет из-за движения континентов возник агломерат Гондваны и Лавразии, затем (250 млн. лет назад) при объединении последних сформировался суперконтинент, ориентированный в субмеридианном направлении. Древние ядра континентов увеличивались за счет экзотических блоков, которые наращивались уже 200 млн. лет, и Пангея начала распадаться вдоль системы рифов, напоминающих очертания современных океанических центров спрединга, опоясывающих земной шар (на 56 тыс. км).

Движения плит — это периодический процесс, в котором главная движущая сила — тепловая конвекция в нижней мантии, а источник энергии — радиоактивный распад. Здесь важна особенность распространения теплоты через земную кору и ухода ее в окружающее пространство: океаническая кора проводит теплоту вдвое более эффективно, чем континентальная. Если часть поверхности занимает суперконтинент, под ним должна накопиться теплота мантии, ведущая к его вздыманию и разрушению. После раздвижения осколков теплота уходит под образующиеся между ними новые океанические бассейны. Поэтому при непрерывном подведении теплоты к поверхности из-за малой теплопроводности континентов она «прорывается» через нее в отдельные и достаточно короткие отрезки времени. Сначала в недрах континента образуются «горячие точки» вулканов, потом они соединяются в рифтовые долины, вдоль которых происходит раскол континента. Через рифты вещество мантии поступает к поверхности, готовя океанское дно. Дно уплотняется, охлаждается, опускается вниз, углубляя океан, и этот процесс длится примерно 200 млн. лет. Затем самая древняя часть нового океанического дна континента, примыкающая к осколкам, уплотняется и погружается под континентальную кору — начинается процесс субдукции. Далее океан закрывается, континенты сближаются, а силы сжатия порождают горы.

Суперконтинентальный цикл длится около 440 млн. лет. Суперконтинент устойчив около 80 млн. лет, накапливающаяся теплота вызывает зарождение рифтов. Через 40 млн. лет континент раскалывается. Через 160 млн лет дрейфующие континенты максимально удаляются, а затем начинают сближаться, и суперконтинент восстанавливается. Если сейчас Атлантический океан находится еще в стадии раздвижения, то потом, когда его кора состарится и начнет погружаться под соседние континенты, он может закрыться.

Удивительные закономерности обнаруживаются при сопоставлении времени развития рифтов и времени интенсивного горообразования. Середины периодов горообразования приходятся примерно на 2600, 2100, между 1800 и 1600, 1100, 650 и 250 млн. лет назад. Интервалы между ними порядка 400—500 млн. лет. Примерно через 100 млн. лет после каждого из них наступала пора рифтогенеза. Возрасты большого числа вынесенных из мантии пород группируются на отрезки времени со средними значениями 2500, 2000, 1700—1500, 1000 и 600 млн. лет. Период образования гор, протекавший около 250 млн. лет назад, сменился рифтогенезом и разрушением Пангеи, т.е. период эволюции суперконтинента 400— 500 млн. лет. Эта периодичность отражается в колебаниях уровня океанов, что является проверкой модели. Кроме этого, в океанической коре непрерывно возникают периодические структуры — «твердые волны». Полоса плотных и тяжелых пород у берегов нагружается осадками с континента, прогибается и уходит вниз. Ее место занимают осадочные породы, в них вновь проникают растворы и цементируют их. Так цикл повторяется. Такие застывшие волны сейчас наблюдаются в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Эти волны медленные, проходят миллионы лет, пока навстречу этой волне придет аналогичная с другого берега. Когда волны встретятся, возникнет поднятие, называемое срединным хребтом.

Глобальная тектоника литосферных плит — это еще один механизм обменного характера, позволяющий понять эволюцию земных глубин. Расчеты на ЭВМ показали, что под действием теплоты вещество Земли осуществляет кольцеобразное движение, сосредоточенное в верхней зоне на областях порядка 700 км. Эти кольцеобразные звенья играют роль неких ячеек: верхние, наиболее холодные части и являются плитами. Теория позволяет объяснить с позиций механики и химии многие геологические явления. Теория дренажной оболочки, например, находит свое применение при объяснении эволюции материков, что показывает огромную взаимосвязь систем Земли. Темпы развития геофизических исследований позволяют надеяться, что вскоре удастся разрешить многие несогласованности в развитии отдельных концепций о процессах на границе коры с мантией под океанами и создать единое представление о кругообороте вещества в Земле — от первого попадания лучистой энергии на ее поверхность до настоящего времени. На больших глубинах все находится в движении, хотя детали процессов не выяснены. Эта теория создала представление об упорядоченном, детерминированном характере развития верхней оболочки Земли. Нелинейная геодинамика позволила бы включить в рассмотрение «особенности неупорядоченного проявления во времени и пространстве структурообразующих движений в пределах тектоносферы». Создание такой теории позволит описать характер движения вещества в недрах в прошлом и будущем.

Возможности изложенных выше гипотез и теорий существенно бы возросли при учете действия природных физических полей, тем более что горные породы являются носителями электрических зарядов

Представления о земной коре, ее вещественном составе и образовании по мере развития геологии постепенно менялись от наивных представлений о застывшей корке шлака на поверхности огненно-жидкого металлического шара до создания сложных моделей образования земной коры в результате неоднократной переработки аккумуляций легкоплавких и легколетучих веществ, выносимых тепловыми потоками из мантии.

Накопление геологических знаний долгое время происходило двумя почти не связанными между собой путями. С одной стороны, для решения разнообразных практических задач изучались минералы, руды, горные породы, т.е. составные части вещества земной коры. В этом направлении были сделаны важные открытия и накоплен опыт, способствовавший развитию не только минералогии, но и других наук и отраслей человеческой деятельности. Накопленный опыт способствовал становлению минералогии и смежных геологических наук, а также химии и металлургии .