Верхняя граница литосферы и ее взаимодействие с географической оболочкой

Попытка найти границу между литосферой и географической оболочкой предпринималась неоднократно. Ряд географов - А.А. Григорьев (1966), С.В. Калесник (1955), В.С. Преображенский (1982) и другие в состав географической оболочки включали всю литосферу, которую, однако, никогда не изучали.

Ф.Н. Мильков (1960) к географической оболочке относит лишь верхний слой литосферы (на материках в среднем до глубины 4-5 км), соответствующий оболочке осадочных пород, и всю толщу вод океана. И.С. Щукин (1980) в состав географической оболочки включает приповерхностные слои литосферы, расположенные в зоне гипергенеза. Точка зрения И.С. Щукина является наиболее обоснованной и, в последнее время, стала общепринятой.
Геологи, например, Н.В. Логвиненко, Л.В. Орлова, и многие другие, наоборот, зону гипергенеза включают в состав литосферы.
Значительные расхождения в проведении границы между географической оболочкой и литосферой объясняются тем, что за основу проведения этой границы принималось то или иное изменение единичных элементов, а не всего комплекса термодинамических и физико-химических условий, которые и определяет границу между географической оболочкой и литосферой. Интуитивно это различие угадывалось давно и проявилось в проблеме разграничения осадка и осадочной породы, принятое большинством литологов. Ю.Л. Казанский и др. по этому поводу пишут, что «в осадочной петрографии давно рассматривается проблема взаимоотношений между осадками как первоначальным скоплением твердофазного материала на земной поверхности и осадочной породой как бывшим осадком, потерявшим связь со средой осадконакопления. Само по себе выделение стадии осадка в генезисе осадочной породы плодотворно, но с системной позиции представляется несостоятельным терминологическое противопоставление осадка и осадочной породы» (1987, с. 18). В поисках выхода из создавшегося положения авторы предлагают термин «осадочная порода» употреблять в широком смысле, когда бы он включал и стадию осадка. Это предложение оказалось неприемлемым, так как проблема разграничения понятий «осадок» и «осадочная порода» оказывается намного глубже, чем представляют вышеуказанные авторы.
Дело в том, что горные породы литосферы и образованные ими тела не могут существовать в термодинамических условиях географической оболочки и, с той или иной скоростью, но неминуемо разрушаются.
Разрушение горных пород литосферы происходит не только под влиянием внешних процессов, но и в результате самопроизвольного разрушения под влиянием той внутренней, упругой энергии, которую породы приобрели, когда они находились на определенной глубине в литосфере. Наряду с разрушением горных пород идет процесс интеграции и образования
О
новых минералов, коллоидных агрегатов и пород, свойственных географической оболочке. По данным П.П. Кузнецова (1990), в географической оболочке образуется около 800 новых минералов и более десятка типов осадка, который целесообразно назвать географическими породами. К этим породам относятся: галечники, гравийники, пески, песчано-глинистые породы, глины, суглинки, лессы, различного типа илы, торф и др. Формирование географических пород определяется процессами гипергенеза, седиментогенеза и частично диагенеза. Понятие «гипергенез» было введено А.Е. Ферсманом в 1934 году, под которым он понимал: с одной стороны, процесс преобразования горных пород в континентальных условиях, с другой, сумму геохимических процессов, происходящих в наружной части земной коры, т.е. в географической оболочке.
Н.М. Страхов (I960) и В.В. Добровольский (1966) разграничивают процессы гипергенеза и седиментогенеза от процессов, свойственных литосфере - диагенеза и катагенеза. Под гипергенезом они понимают изменения горных пород и минералов в коре выветривания и в биосфере, а под понятием седиментогенез - образование (выпадение) осадка и его первичное преобразование, которое происходит при термодинамических условиях, свойственных географической оболочке. (Температура от - 83°С до +50°С и давление от 1-1 O'1 Па до 5,4-106 Па). Под влиянием геологических процессов диагенеза и катагенеза осадки превращаются в горные породы, которые отличаются как по своим физико-химическим свойствам, так и по слагающим их минералам (табл. 19).
Таким образом, граница между литосферой и географической оболочкой в районах распространения осадочных отложений может быть проведена в верхней части зоны диагенеза, где наблюдается переход осадка в горную породу. На возвышенных территориях материков границей между литосферой и географической оболочкой является предельная денудационная поверхность, выделенная К.К. Марковым в 1948 г. Выше этой границы геологические тела обязательно разрушаются, т.к. находятся уже в географической оболочке. Уточнение граничных поверхностей между географической оболочкой и литосферой дает возможность конкретизировать процессы взаимодействия между ними.
Взаимодействие литосферы и географической оболочки определяет характер функционирования и эволюцию этих сфер, С одной стороны, под влиянием этого взаимодействия формируются рельеф поверхности Земли и рельеф поверхности мантии, представляющие собой результирующую этого взаимодействия на каждый данный момент времени. С другой стороны, процесс взаимодействия географической оболочки и литосферы в значительной степени определяет вещественный состав и структуру этих сфер.
Поток вещества из литосферы материков в географическую оболочку в виде минералов, горных пород, водных растворов и газов идет двумя путями. Первый путь связан с поднятием отдельных блоков литосферы в термодинамическую зону географической оболочки материков, где эти блоки постепенно, но достаточно быстро, с геологической точки зрения, разрушаются. По данным О.К. Леонтьева (1983), современный горный рельеф материков будет нивелирован за 10-30 млн. лет. В этом потоке преобладает минерально-породное вещество, пред-

Сопоставление признаков осадков и пород
по Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой (1987) с дополнением автора

Плотность	Терригенные	1,8-2,0	1,8-2,0
объемная,	Карбонатные	2,0-2,2	2,0-2,2
влажных образцов, г/см3	Кремнистые	1,8-1,9	1,8-1,9
Пористость, %	Терригенные	50-55	50-55
	Карбонатные	45-50	40-50
	Кремнистые	55-60	55-60

Продолжается ли осадконакоиление

Обычно да

Обычно нет

Аутигснныс минералы

Опал, кристобалит, тридимит, кварц, филлипсит, слиноитило- лит, карбонаты

ставленное осадочными, метаморфическими и магматическими породами. Последние состоят в основном из сиаля (гранит, андезит и др.) и частично из симы (базальт, габбро и др.). Второй путь поступления вещества из литосферы, в пределах материков, связан с вулканической деятельностью и сопутствующими ей процессами. По этому пути на материки поступают лавы различного типа (андезитовые, риолитовые, реже базальтовые), термальные воды и газы.

В пределах океанических котловин в географическую оболочку поступают преимущественно базальты и основные породы из группы габбро и сопутствующие им термальные воды и газы.
Вещество литосферы, поступающее в географическую оболочку, коренным образом перерабатывается механическими, физико-химическими и биологическими процессами и определенным образом дифференцируется. Сущность географического процесса состоит в создании географических тел, приспособленных к термодинамическим условиям географической оболочки, с одной стороны, и в географической дифференциации вещества, с другой. Эта дифференциация имеет существенное значение для формирования континентальной и океанической литосферы.
Географическая дифференциация вещества включает в себя механическую, физико-химическую и биогенную дифференциацию, результатом которой является разделение осадочных пород на терригенные (гравий, пески, глины), хемогенные (выпавшие из осадка) и биогенные (продукт жизнедеятельности организмов). Важным аспектом географической дифференциации является разделение осадочных пород на континентальные, континентально-морские и океанические.

Континентальные и континентально-морские осадочные породы остаются в пределах континентов, где образуют мощные толщи осадков.
Количество осадочных отложений, по оценке разных авторов, колеблется в значительных пределах. По оценкам Н.М. Страхова, А.П. Лисицына, Л.Г. Бондарева, Г.В. Войткевича и О.К. Леонтьева, в осадочные бассейны географической оболочки поступает:

В представленной оценке явно занижено количество вулканического вещества. По оценкам Е.К. Мархинина (1980),
количество вулканических продуктов достигает 3-6 млрд, т/ год. В океанах количество поступающего вулканического материала несравненно больше, так как кора океанов в основном сложена магматическими породами. С учетом этих данных, количество вещества, поступающего из географической оболочки в литосферу, можно оценить в 30-40 млрд, т/год. Скорость осадконакопления колеблется в широких пределах. В центральных районах океана она мала - от 0,1 до 0,3 мм за 1000 лет. В отдельных осадочных бассейнах, расположенных на восточной окраине Северной и Южной Америки, Евразии и в Бенгальском заливе, скорость отложений достигает 100 и больше мм за 1000 лет. На остальных побережьях материков скорость осадконакопления не превышает 10—30 мм за 1000 лет.
Современные скорости осадконакопления резко контрастируют с теми, которые получены А.Б. Роновым (1980) для фа- нерозоя. По его материалам, скорость осадконакопления в фаиерозое колебалась от 3,4 мдрд. т/год до 10,5 млрд, т/год (рис. 33), что в 3-10 раз ниже современной. Можно предположить, что такая скорость получена на основании сохранившихся осадочных отложений, а их остальная часть поступила в мантию. В соответствии с этим судить по сохранившимся отложениям об эволюционном изменении в осадконакоплении в течение фанерозоя трудно, так как они не отражают весь процесс осадконакопления.
Распределение осадочных отложений на поверхности земного шара чрезвычайно своеобразно. Большая часть осадков - 85-90% - остается в пределах материков. Эта часть осадочных отложений обогащается кремнеземом, соединением алюминия и некоторыми другими элементами и обедняется соединениями железа, кальция и другими элементами (табл. 20). В отдельных типах отложений изменение химического и минералогического состава достигает еще больших значений (табл. 21).
Дифференцированные в географической оболочке осадки поступают в основном в континентальную литосферу. Под влиянием этого процесса сформировалось основное тело континентов, сложенное в значительной степени осадочными и осадочно-метаморфическими породами. Сложнее выяснить роль осадочных отложений в формировании гранитной составляющей материковой коры. Прежде всего, необходимо выяснить время и место формирования гранитных массивов. Породы гранитного ряда на Земле не формировались до того времени, пока не образовались осадочные отложения. По данным В.И. Шульдинера (1980), В.З. Негруцы (1980) и других ис-

Рис. 33. Скорость осадконакопления в фанерозое (по данным А.Б. Ронова, 1980). Цифры над колонками — количество осадочных отложений за данный отрезок времени в млрд, т

следователей докембрийского комплекса, низы архейского комплекса сложены ультраосновными и основными вулканитами. Кислые породы возникают с появлением осадочных пород. Первые осадочные породы появились 3,8-3,7 млрд, лет т.н. С этого момента начинает формироваться и континентальная кора. На начальном этапе развития земной коры интенсивно формировались коры выветривания и осадочный покров, что было связано с высокими температурами и наличием агрессивных растворов. Первыми появились терригенные осадки, а затем хемогенные кремнистые и карбонатные породы. Снизу вверх в архейских отложениях увеличивается количество осадочных отложений, в этом же направлении растет и количество кислых пород. Участие осадочных пород, обогащенных кремнеземом, глиноземом и карбонатами, приводит к формированию андезитобазальтовой и андезитовой коры, в которой содержание кремнезема поднимается до 56 %, глинозема - до 13 %, окиси калия - до 1,8%.
Попытка объяснить образование континентальной коры без учета осадочных пород представляется несостоятельной. Так, например, В.В. Эз (1980) считает, что первичная гранитизация происходила за счет привноса в кору глубинными флюидами кремнезема и щелочей.
Таким образом, по его мнению, материал мантии становился частью коры континентов как в виде выплавки и, возможно, твердых внедрений, так и в виде растворов, которые проникали сквозь ранее сформированные породы и существенно изменяли их состав. Это воззрение В.В.Эза не подтверждено фактами и не выходит за пределы умозрительных предположений. Как показал Н.Л. Добрецов (1981), гранитоиды образуются в результате плавления кварцсодержащих пород, сопровождающегося магматической дифференциацией. Формирование габбро-гранитно-базальтово-липаритовых серий наблюдается при подъеме мантийных астенолитов в условиях утолщений континентальной коры, сложенной вулканическими и осадочными отложениями.
Громадная роль осадочных пород в формировании континентальной коры подтверждается и при анализе пространственного их распределения. На долю океанических котловин, по данным Н.Я. Кунина (1989), А.П. Лисицына (1974) и других, приходятся 15 % осадочных отложений. Как результат, кора котловин в основном сложена излившимися и потерявшими газы базальтами, которые и возвращаются из географической оболочки в литосферу и мантию, что сохраняет мафический

Сравнительная характеристика химического состава осадочной оболочки континентов (по данным
А.Б. Ронова н А.А. Ярошевского, 1976) и океанов (по данным А.П. Лисицина и В.Н. Лукашова, 1978)

Типы земной коры	Объем, 10е км3	Масса, 1024 г	Si02	А1А	FeA	FeO	MnO	MgO	CaO	Na20	Kfi	HjO	Th	u
Континен тальная	920	2,29	47,75	12,03	2,52	2,72	0,098	330	13,09	1,55	2,0	2,84
Океаническая (первого слоя осадков)	120	0,19	34,62	8,45	4,46	0,94	0,83	2,36	22,51	243	1,29	4,94
Избыток элементов в океанической коре					1,94				9,42	0,88		2,0
Недостаток элементов в океанической коре	800	2,10	13,13	3,98		1,78	0,15	0,94			0,71		5,85	1,34

состав океанической коры. Магматическая дифференциация магм дает 10-15 % кислых пород и проявляется только на островах океана, не в состоянии изменить состав океанической коры.
Большую роль в формировании континентальной коры живых организмов и продуктов их жизнедеятельности отмечает А.В. Сидоренко и другие (1980). Однако роль организмов, хотя и очень важная, является лишь одним из проявлений географического процесса, участвуя в создании структур литосферы. В этом свете стало очевидно, что геологическое развитие земной коры и географический процесс не просто сопряженные и взаимодействующие процессы, а это единый парагенетический геолого-географический процесс, который только в таком единстве и может существовать как таковой.
Описанные особенности обмена веществом и энергией литосферы с географической оболочкой (рис. 34) привели к резкому обособлению материков и океанических впадин, которое поддерживается и усугубляется давлением пятикилометровой толщи вод Мирового океана. Наряду с непосредственным взаимодействием географической оболочки и литосферы наблюдается и опосредованное влияние их друг на друга через гравитационное и геомагнитное взаимодействия масс и через процессы взаимоприспособления к планетарным и космическим воздействиям, как непременных частей планеты Земля.

Рис. 34. Схема взаимодействия литосферы с географической оболочкой и мантией в пределах материков и океанических впадин

<< | >>

↑

Источник: Гришанков Г. Е.. Литосфера: структура, функционирование, эволюция.. 2008

Еще по теме Верхняя граница литосферы и ее взаимодействие с географической оболочкой:

- География - Землеведение - История Земли -