Строение и физические свойства недр Земли

На древних платформах ослабленные слои (волноводы) устанавливаются чаще в основании верхнего слоя коры; на молодых — преимущественно в среднем слое. В горноскладчатых областях мощности волноводов увеличиваются, и положение их смещается к подошве коры.

II. Мантия

Заключена между поверхностями  Мохоровичнчп и Вихорта- Гутенберга (~35+2900 км). На её долю приходится 83% объёма Земли и почти 67% массы.

В соответствии с новой  моделью строения мантии, предложенной Ю.М. Пущаровским, в ней выделяется шесть шщшдшешй верхняя мантия, состоящая из верхней и нижней частей, »она раздела!, средняя мантия, зона раздела П, нижняя мантия (рис, 3),

Верхняя мантия расположена  между подошвой земной коры (поверхность  М) и границей раздела на глубине 670 км. На глубине 410 км верхняя мантия, согласно представлениям Ю.М. Пущаровского, разделена на верхнюю и нижнюю части. Верхняя часть в традиционных моделях мантии соответствует всему объёму верхней мантии. В свою очередь она состоит из двух основных слоёв. Верхний слой (субстрат по Е. Люстиху) совместно с земной корой образует литосферу. Эта жёсткая оболочка, характеризующаяся высокой прочностью и упругими свойствами, залегает на ослабленном, пластичном астеносферном слое. Надастеносферный слой мантии имеет преимущественно перидотит-эклогитовый состав, плотность его дo 3,3 г/м^З и скорости распространения сейсмических волн 7,9 - 8,4 км/с. В связи с этим его иногда называют перидотитовым слоем (рис. 4).

Рис. 4. Принципиальная схема строения верхней мантии Земли.

1 - астеносфера (верхняя часть  верхней мантии); 2 - перидотитовый слой (субстрат); 3 - земная кора

Подошва литосферы определяется положением температурной поверхности солидуса мантийного вещества (порядка 1300⁰С). Под материками подошва литосферы залегает на глубинах от 150 - 200 км под молодыми платформами до 250 - 350 км под щитами древних платформ, тогда как под океанами от 7 - 10 км под гребнями срединнокеанических хребтов до 30 - 90 км под абиссальными участками дна.

Важной особенностыо строения литосферы, как и земной коры, является её тектоническая расслоенность (деламинация). Наиболее явно проявляется это свойство в активных горноскладчатых областях, где наблюдается иногда несколько поверхностей дисгармонии слоёв литосферы.

В латеральном отношении литосфера  Земли также не является сплошной оболочкой, а состоит из нескольких крупных плит, границами которых являются зоны повышенной сейсмичности и вулканизма. Следовательно, литосферу можно представить себе как слоисто-блоковое образование.

Литосфера расположена на астеносфере - важнейшей оболочке верхней мантии. На существование последней было указано американским геологом Дж. Баррелом ещё в 1914 г. В 1926 г. Б. Гутенберг отметил первые её геофизические признаки в виде снижения скорости распространения упругих волн. Судя по скорости восстановления изостатического равновесия Скандинавского полуострова, нарушенного образованием покровного ледника в четвертичный ледниковый период, вязкость вещества астеносферы составляет порядка 10²⁰ – 5*10²⁰ П, что на 2 - 3 порядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях мантии.

Положение кровли и подошвы астеносферы  будет определяться пересечением кривой изменений температуры мантии с  кривой изменения температуры солидуса мантийного вещества (рис. 5). В пределах астеносферы происходит частичное (от 1 до 10%. по А. Рингвуду) расплавление базальтовых составляющих. Базальтовые жидкости заполняют межгранулярные пространства между более тугоплавкими кристаллами перидотита, образующими упругий каркас ослабленного слоя. О частичном расплавлении вещества астеносферы свидетельствует также резкое возрастание в её пределах электропроводности, получаемое по данным магнито-теллурического зондирования.

Экспериментальные исследования показывают, что при частичном плавлении ультраосновных пород при давлении 10³ МПа первые порции базальтового расплава возникают в местах тройных сочленений зёрен породы и образуют взаимосвязанную систему каналов при сохранении скелета (матрицы) породы. На этом основании А.В. Каракин и Л.И. Лобковекий выдвинули и расчётами обосновывали положение о слоистой структуре астеносферы. Это нашло подтверждение в сейсмических данных. Так, наблюдения за распространением сейсмических волн при подземных ядерных взрывах позволило

рис. 5. Схема, иллюстрирующая температурные  режимы существования литосферы  и астеносферы.

Тм - температура мантии; Tad - адиабатическая температура мантии; Ts - температура солидуса мантийного вещества

специалистам центра ГЕОН выделить в астеносфере Западной и Центральной Сибири три слоя пониженной скоростью на глубинах 75 - 115 км, 140 - 170 км и 200 - 260 км (рис. 6). Объяснение этому явлению учёные видят в химической зональности верхней мантии. По их мнению, слои с пониженной скоростью (8,02 - 8,23 км/с) сложены пиролитом, а слои с повышенной скоростью (8,34 – 8,6 км/с) - более тугоплавкими породами (перидотитом, дунитом). Учитывая высокую тектоническую активность астеносферы, её вместе с литосферой иногда объединяют в тектоносферу. По мнению Ю.М. Пущаровского, в тектоносферу целесообразно включать всю мантию Земли.

Нижняя часть верхней  мантии в интервале глубин 410-670 км известна под тремя наименованиями: слой Голицына, средняя мантия, переходная зона между верхней и нижней мантией. В модели Ю.М. Пущаровского эта оболочка мощностью порядка 260 км рассматривается как нижняя составная часть верхней мантии.

В составе верхней мантии преобладают такие элементы как  Si, Mg, Аl, Са и О. В соответствие с химическим и минеральным составом петрологические модели верхней мантии получили название иролиговой, лерцолитовой, пиклогитовой и эклогитовой.

Наиболее традиционна пиролитовая модель мантии. Она была Сформулирована А. Рингвутом в 1962 г. Учёный рассматривал мантию как первичное вещество Земли, прошедшее первую стадию дифференциации. По мнению А. Рингвута, пиролит - это условная пироксен-оливиновая порода, состоящая из трёх частей перидотита и одной части гавайских базальтов. При фракционном плавлении она даёт базальтовую магму.

Лерцолитовая модель предложена Л.В. Дмитриевым в 1969 г. В отличие от пиролитовой, эта модель является эмпирической и основана на анализе большого количества каменного материала, собранного в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов Мирового океана. Лерцолит верхней мантии состоит из смеси пяти частей перидотит-габсбургита и одной части толеитового базальта океанических рифтовых долин. Рассчитанная плотность вещества мантии по лерцолитовой модели более точно соответствует сейсмическим данным, чем другие модели.

Пиролитовая и лерцолитовая модели принципиально между собой не расходятся и подразумевают, что петрологический состав верхней мантии близок к таковому во всей более глубокой мантии.

Пиклогитовая модель предполагает доминирование пироксен- гранатовой ассоциации и имеет более чётко выраженный химический контраст с остальной мантией.

Более частная эклогитовая модель допускает присутствие в верхней мантии эклогитовых линз и блоков.

Все рассмотренные петрологические  модели верхней мантии весьма обобщённые и гипотетические. Наиболее простой  и распространённой является пиролитовая модель.

Граница раздела внутри верхней мантии на глубине 410 км объясняется структурной перестройкой оливина в вадслеит, что сопровождается возникновением более плотной фазы с большими коэффициентами упругости. В этом случае скорость сейсмических волн Должна возрасти на 13%. На самом же деле на глубине 410 км она увеличивается всего на 3-5%. Чтобы избежать противоречий между петрологической моделью верхней мантии и сейсмологическими Данными допускается вхождение дополнительных атомов железа и водорода в структуру вадслеита, что приводит к уменьшению жёсткости вещества мантии и, соответственно, к снижению скорости Распространения сейсмических волн. Как предполагает Ю.М. Пущаровский, обогащение вадслеита железом должно вовлечь в реакцию большое количество оливина магтии. В свою очередь это  должно сопровождаться изменением химического состава пород вблизи границы раздела «410».

В нижней части верхней мантии (410-670 км), вероятно, преобладают фазы со структурными типами граната и шпинели. Их образование связано с трансформацией пироксена (Mg,Fe)Si0₃ в гранат Mg₃(Fe,Al,Si)₂Si₃0₁₂ и вадслеита - (Mg,Fe)₂Si0₄ в рингвудит  (Mg,Fe)₂Si0₄ со структурой шпинели. Современные модели составу мантийных пород допускают в них присутствие алюминия в количе стве до 4 вес.%. В верхней мантии он может быть сосредоточен в таких минералах как корунд Al₂O₃ или кианит Al₂SiO₅.

Важным компонентом  нижней части верхней мантии (интервал 410-670 км), по мнению американского учёного А.Томпсона, явля ется вода, содержание которой составляет примерно 0,1 вес.%. Она находится в связи с Mg-силикатами, а количества «запаянной» в этой оболочке воды было бы достаточно, чтобы покрыть поверхность Земли слоем мощностью до 800 м.

Зона раздела I (670-840 км) характеризуется сложными полиморфными переходами минералов. Проведённые лабораторные исследования с использованием камер с алмазными наковальнями позволили смоделировать некоторые особенности структуры и состава этой оболочки. Наиболее вероятным является то, что здесь происходит трансформация оливина в перовскит MgSi0₃ и магнезиовюстит (Mg,Fe)0. Нижняя граница зоны раздела I определяется переходом представителя семейства граната пироп Mg₃Al₂Si₃O₁₂ в ромбический перовскит и твёрдый раствор корунд-ильменит (Mg,Fe)Si0₃ –Al₂O₃.

Средняя мантия (870-1700 км). Её строение и возможный петрологический состав существенно менее изучен по сравнению с верхней мантией. Допускается, что здесь отношение оксидов двухвалентных элементов (МО) к кремнезёму (M0/Si0₂) равно примерно двум, что оказывается ближе к оливину, чем к пироксену, а среди минералов преобладают перовскитовые фазы и магнезиовюстит (Mg,Fe)O со структурой типа NaCl. На долю первых приходится порядка 70% от объёма, а на долю вторых -20%. Оставшиеся 10% занимают стишовит (плотностью 4,28 г/см³) и оксидные фазы, содержащие Са, Na, К, Al, Fe. Их кристаллизация допускается в структур- ных типах ильменита-корунда, кубического перовскита (СаТiO₃) и Са-феррита.

Зона раздела II (1700-2200 км). Петрологический состав этой зоны вытекает в основном из экспериментальных данных, полученных в условиях близких к давлению и температуре, характерным для глубин 1700-2200 км. Так, при давлениях в 70 ГПа (глубина порядка I1700 км) отмечена металлизация вюстита (FeO). При ещё больших давлениях зафиксировано появление у вюстита политипии, связанное с образованием структурных фрагментов типа никелина (NiAs). Здесь же отмечена перестройка кремнезёма в стишовит с ромбической структурой типа рутила (ТiO₂). На глубине 2000*2200 км происходит дальнейшая перестройка стишовита в структуру, занимающую промежуточное положение между РЬО₂ и Z1O₂ с более плотной  упаковкой кремний-кислородных октаэдров. На этих же глубинах  при давлении порядка 90 ГПа допускается распад перовскитоподобного MgSiО₃ на периклаз (MgO) и свободный кремнезём SiО₂

В этом интервале  глубин также установлено начало перехода из высокоспинного в низкоспинное состояние атомов железа в структуре  магнезиовюстита (Mg,Fe)0.

Нижняя мантия (2200-2900 км) характеризуется дальнейшим увеличением плотности пород и плавным нарастанием скорости сейсмических волн. Предполагается, что вещество нижней мантии состоит преимущественно из перовскита и магнезирвюстита (Mg,Fe)0. Молярное отношение между этими минералами варьирует от 2:1 до 3:1. Причём объёмная доля магнезиовюстита не превышает 19%. Она уменьшается с увеличением содержания железа в вюстите. Указанные минералы нижней мантии характеризуются исключительной стабильностью. В частности, в лабораторных условиях с помощью алмазных наковален образцы Mg-перовскита подвергались давлению в 1,3 млн. раз превышающему атмосферное при температуре около 2000°К (Р-Т условия, характерные для низов мантии). Ни во время эксперимента, ни после его, минерал не изменил свою структуру и состав. Исходя из этого, авторы эксперимента пришли к выводу о том, что Mg-перовскит следует рассматривать как один из наиболее распространённых минералов на Земле. По Данным японских исследователей из Токийского технологического Института их американских коллег из Университета Миннесоты именно перовскит может быть наиболее распространенным минералом в низах мантии (слой D"). Ученые установили, что при р.-р ловиях слоя D" перовскит (MgSi0₃) испытывает трансформя» которая изменяет его кристаллическую структуру. Эта новая форма минерала получила название постперовскита. Его сейсмические ха рактеристики как раз таковы, что позволяют объяснить особенности распространения сейсмических волн вблизи границы земного ядра

Таким же устойчивым минералом оказался и вюстит Fe_xO. В условиях нижней мантии «х» не превышает 0,98 и в минерале присух, ствуют одновременно двух- и трёхвалентное железо. Вюстит и магнезиовюстит являются, вероятно, основными «переносчиками» железа в нижней мантии, да и в мантии вообще. Под действием высоких давлений двухвалентное железо переходит в трёхвалентное, которое остаётся в структуре минерала. Одновременно при этом выделяется нейтральное железо, которое переходит в ядро. Вероятно, эти процессы дифференциации мантийного вещества наиболее активно протекают в слое D" (2700-2900 км). Объясняется это тем, что вюстит и магнезиовюстит в условиях высоких давлений характеризуются нестехометрией состава, дефектами атомных решёток, политипией, изменением магнитного упорядочения, связанного с изменением электронной структуры атомов железа. Снижение прочности вещества слоя D" приводит к снижению скорости упругих волн, проходящих через эту оболочку.

Распад железосодержащих минералов в слое D" с отжатием части железа в ядро приводит к возникновению тепломассопотоков (плюмов), поднимающихся с границы ядро-мантия вверх. При этом наблюдается «размыв» верхней границы нижней мантии, в меньшей степени это присуще и другим поверхностям раздела внутри мантийной геосферы Земли.