ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА ЛИТОСФЕРЫ

Структурная неоднородность литосферы не менее ярко проявляется и в вертикальном направлении, так как латеральная неоднородность практически является проекцией ее горизонтальной неоднородности. Соответственно, все выделенные ранее тектонические структуры имеют разное строение по вертикальному разрезу.

Важнейшими свойствами вертикальной структуры литосферы являются ее слоистость и блоковая обособленность слоев. Какой бы тип земной коры мы не взяли, везде обнаруживается слоистая структура. Наличие слоистой структуры говорит о том, что гравитационная и физико-химическая дифференциация вещества зашла далеко. Однако несоответствие ряда неоднородностей современному гравитационному и термодинамическому полям говорят о том, что эта дифференциация далеко еще не закончена.
Вертикальные неоднородности проявляются по-разному в зависимости от принятого масштаба исследования. На мелкомасштабных геофизических моделях Земли (К.Е. Буллен, 1942; В.А. Магницкий, 1965 и др.) обычно выделяют систему сферических оболочек. К.Е. Буллен выделяет семь концентрических оболочек (рис. 55), которые обозначены латинскими буквами от А (земная кора) до С (внутреннее ядро). Эти оболочки объединяются в четыре комплекса: тонкая кора, мантия до глубины 2900 км, жидкое внешнее ядро, мощностью 2900 км и твердое внутреннее ядро с радиусом 1200 км. В этой модели земная кора рассматривается как единая сфера (литосфера), как нечто целостное. Сама же литосфера при крупномасштабном ее изучении не имеет сферической структуры. В этом, в частности, проявляется ее асимметричность и динамически неравновесное, состояние.
В настоящее время, в зависимости от методов изучения, выделяют геофизическую, геохимическую и горно-породную неоднородность литосферы. Геофизическая неоднородность (в том числе и слоистость) проявляются по тем или иным физическим свойствам вещества, слагающего литосферу. Одним из таких свойств является скорость прохождения сейсмических продольных и поперечных волн. Важное значение имеют и гравиметрические методы, изучающие аномалии гравитационного поля. Сейсмические и гравиметрические методы позволили в теле литосферы выделить систему геофизических слоев, а также составить представление о ее нижней геофизической границе и общей мощности.
Первый хорошо выраженный сейсмический раздел в 1909 г. обнаружил А. Мохоровичич на глубине 33-35 км, где наблюдался заметный скачок скорости продольных сейсмических волн - от 7,6 до 8,2 км/с. Второй достаточно определенный
сейсмический раздел в земной коре зафиксирован в 1925 г.

В. Конрадом, на глубинах 1520 км.
При горнопородной интерпретации сейсмических границ Г. Джеффрис ввел понятие гранитного и базальтового слоев земной коры. Так как петрографическая схема земной коры, составленная геологами, в определенной степени совпадала с сейсмической моделью, она широко распространилась в науке. Нижней границей земной коры единодушно была принята сейсмическая граница Мохоровичича.
Сопоставление сейсмических и петрографических границ в определенной степени было основано на опытных данных, полученных Ф. Берчем (табл. 59).
Как видно из таблицы, скорости увеличиваются с ростом давления. Увеличение температуры, наоборот, приводит к уменьшению скорости. В связи с этим скорости продольных сейсмических волн в одних и тех же породах с глубиной могут увеличиваться или оставаться приблизительно постоянными и даже уменьшаться. Скорости также изменяются при увеличении или уменьшении трещиноватости горных пород. Все это делает горно-породную интерпретацию весьма проблематичной или даже ошибочной. В связи с этим Ю.А. Косыгин при построении моделей земной коры, наряду с принципами комплексности и генетично- сти, рекомендует опираться на принцип специализации, включающий упорядоченность и соотношение различных свойств. Не учет этого принципа приводит к снижению признаковых пространств, а в более общем виде - к путанице структурных уровней. Данные Кольской сверхглубокой скважины в Печенг- ском районе подтвердили это положение.

Таблица 59
Зависимость скорости продольных волн (км/с) от петрографического состава (из работы М. Ботта, 1974)

Горная порода	Средняя	Средняя скорость продольных волн, км/с
Горная порода	г/см*	Р — 1 кбар	Р ¦ 10 кбар
Гранит	2,643	6,13	6,45
Гранодиорит	2,705	6,27	6,56
Кварцевый диорит	2,852	6,44	6,71
Габбро и норит	2,988	7,02	7,24
Дунит	3,277	7,87	8,15
Эклогит	3,383	7,52	7,87
Граувакки	2,692	5,84	6,20
Сланцы	2,734	5,79	6,22
Амфиболит	3,120	7,17	7,35

В Карело-Кольском регионе на основании сейсмических исследований была построена четырехслойная модель земной коры, в которой выделены четыре слоя: базальтовый (гранулито-базитовый) или P-слой, (р = 2,9 г/см3); диоритовый или 8 - слой (р = 2,75 г/см3); гранито-метаморфический, или v-слой (р = 2,602,65 г/см3 ); осадочно-вулканогенный, или a-слой (с = 2,622,87 г/см3)
Глубина границы Мохоровичича располагается от 28-30 до 37 км; а граница Конрада - 15-18 км.
Материалы Кольской сверхглубокой скважины не подтвердили представления о непосредственном переходе карелид в гранулито-базитовый слой и поставили под сомнение принципы выделения по гравиметрическим и сейсмическим данным надбазальтовых слоев в докембрийских кристаллических образованиях земной коры. (рис. 56 и 57).
По данным В.С. Ланева, Э.Б. Наливкиной и др. (1984), сейсмические границы на Кольской сверхглубокой не могут быть объяснены ни переходом от более кислых пород к основным,

Рис. 56. Схематический разрез коры (по В.С. Ланеву и др., 1984).
Контур глубин разведочного бурения:
I - в шельфовой зоне; II - на твердые полезные ископаемые; III - нефтегазоносные скважины. 1 - гидросфера Земли; 2 - океанические базальты; 3 ~ осадочные и осадочно-вулканогенные породы фанерозоя (возраст 500 млн. лет); 4 - породы континентального «базальтового слоя»; 6 - породы мантии; 7 - высокоскоростные слои - границы Конрада (vp = 6,6 - 6,8 км/с); границы Мохоровичича (vp = 8,0 км/с)

ни резким фронтом метаморфизма, или базификации пород, ни субгоризонтальными тектоническими зонами. Они имеют изохимическую природу и связаны с изменением физического состояния горных пород в глубинных частях континентальной коры. Это физическое состояние изменяется по-разному, в зависимости от структуры земной коры, что хорошо видно на скоростных колонках (рис. 58 и 59). Данные этих колонок дают возможность сделать следующие выводы: Показатели скорости продольных сейсмических волн не дают возможности однозначно определить нижнюю границу земной коры, а, следовательно, и ее мощность.

Рис. 57. Некоторые типы горнопородной структуры земной коры:

а) - Балтийский шит но данным Кольской СГ-3 (1984), Ь) - Прикаспийский перикратонный прогиб по данным И.А. Резанова (1980), с) - Геосинклинальный пояс. Южный Сахалин по обнажающимся на поверхности отложениям по А.А. Суворову (1975), d) - Кора океанов по данным В.В. Белоусова (1978), Л.П. Винник, Н.И. Давыдовой и И.П. Косминской (1978). а) Кольская сверхглубокая: /.Диабазы с прослоями туфов; 2. Осадочно-метаморфические породы с прослоями диабазов; 3. Диабазы и туфы с прослоями метаморфических осадочных пород; 4. Мусковит-биотитовые плагиоклазовые биот-плагиоклазо- вые гнейсы; 5. Гнейсы и амфиболиты высоких фаз метаморфизма; б. Предположительно породы континентального базальтового слоя. Ъ) Прикаспийская низменность: 7. Осадочные породы надсолевого горизонта; 8. Осадочные породы с соляными куполами; 9. Подсолевой горизонт осадочных пород, в котором предположительно чередуются терригенные породы с карбонатными; 10. Породы консолидированной коры, с) Южный Сахалин: //.Пески, песчаники, конгломераты; 12. Алевролиты и алевриты с прослоями туфов; 13. Аргиллиты, алевролиты с прослоями песчаника; 14. Осадочно-метаморфический комплекс из кремнистых сланцев, песчаников, кварцитов и известняков, d) Кора океанов: 15.Воды океана; 16. Терригенно-органогенные осадки; 17. Толеитовые базальты; 18. Ультраосновные породы.

Рис. S8. Скоростные колонки типичных тектонических структур океана
(по Вулларду, 1975, Ю.П. Непрочнову и В.В. Седовой, 1989):
а) - Архипелаг Бисмарка, Ь - возвышенность Онтонг-Ява, с - о-ва Гильберта, d - о-ва Гавайские, е - океаническая котловина (Тихий океан), f — океаническая котловина (Тихий океан), д - возвышенность, h - северо-западная котловина (Тихий океан), i - возвышенность Шатского, k - Императорский разлом
(Тихий океан). По характеру изменения скорости продольных сейсмических волн материки отличаются от океанических впадин. На материках с глубиной нарастание скорости идет постепенно, и только тонкий анализ позволил В. Конраду и Н.И. Пав- ленковой выявить некоторое падение скоростей на глубине 1015 км. Океанические впадины характеризуются скачкообразным и быстрым ростом сейсмических скоростей, что указывает на большую неоднородность вертикальной структуры океанических впадин. Различия в сейсмических свойствах континентальной и океанической коры, по данным Р.М. Деменецкой, И.П. Косминской, Н.И. Павленковой, прослеживаются до глубины 400 км. Вероятно, они прослеживаются и глубже.

Рис. 59. Скоростные колонки для основных структурных элементов материков (по Н.И. Павленковой, 1978):

a - котловины внутренних морей, Ь - шельфовые зоны, с - окраинные платформы, d - молодые орогены, е - предгорные прогибы, f— щиты, д — внутриконтинентальные плиты, h - глубокие впадины. Чередование слоев относительно пониженных и относительно повышенных скоростей характерно для всей земной коры. Наиболее ярко она проявляется на глубинах 10-15 км и 3540 км, а также на разных уровнях в верхней мантии. Появление зон пониженных скоростей определяется изменением термодинамических и гравитационных условий и системой физико-химических процессов, происходящих в коре и верхней мантии, которые приводят к изменению физического состояния горных пород, слагающих земную кору. Все это приводит к невозможности однозначного перехода от сейсмического разреза к горно-породному, так как слои, имеющие одинаковые сейсмические скорости, могут быть сложены разными горными породами, что показали материалы Кольской сверхглубокой скважины. В геофизическом отношении разные типы земной коры имеют общие свойства, что явилось основой создания обобщенной сферически слоистой модели земной коры.

На первом этапе эта модель, как это указывалось ранее, была двухслойной.
Усовершенствование сейсмических методов исследования позволило перейти от двухслойной модели земной коры к трехслойной (Павленкова, 1973; Резанов, 1980; Белоусов, Павлен- кова, 1985 и др.). Слои в этих моделях, как и в предшествующих, нормально стратифицированы по возрасту, т.е. чем глубже расположен слой, тем древнее. При описании трехслойной модели Н.И. Павленкова (1973) отмечает особые динамические свойства промежуточного слоя, который от нижнего слоя отделен скачком скорости от 6,4-6,б до 6,8-7,2 км/с. Верхняя граница промежуточного слоя не столь определенна и проводится на уровне скоростей 6,4-6,5 км/с. Верхний слой достаточно хорошо обособлен. В его низах на глубине 10-15 км располагаются очаги многих землетрясений. На этом основании Н.И. Павленкова считает верхний слой более жестким по сравнению со средним и нижним. При тектонических движениях жесткий слой разламывается на блоки, которые могут перемещаться или вращаться как отдельные жесткие тела. Средняя часть земной коры, по-видимому, может вести себя то как верхний слой - при быстрых процессах, то проявлять пластические свойства (выжиматься), перемещаться без разрыва сплошности - под влиянием медленных длительных напряжении. В этом случае средний слои играет роль внутренней астеносферы и создает изостатическую уравновешенность верхних блоков земной коры. В интервале глубин 25-30 км часто наблюдается увеличение числа субгоризонтальных границ, появляются слои с пониженными и повышенными скоростями. Здесь встречаются участки с аномально высокими (до 8,4-8,б км/с) и аномально низкими (7,6-7,8 км/с) скоростями, что говорит о неопределенности сейсмической границы между земной корой и мантиеи. Структуры этой переходной зоны чаще всего относят к верхней мантии. С большим основанием ее можно считать частью коры, которая в этом случае выступает как синоним литосферы.
Четырехслойную модель континентальной земной коры в геофизической интерпретации предложили В.В. Белоусов, Н.И. Павленкова (1985). На этой модели выделены осадочный слой, верхний слой консолидированной коры, промежуточный и нижний слой (рис. 60).

Рис. 60. Сейсмические модели главных типов земной коры (по В.В. Белоусову и Н.И. Павленковой, 1985).
I - кривая изменения скоростей продольных волн с глубиной; 2-5 - основные слои земной коры и величины характерных пластовых скоростей для них: 2 - осадочный слой (5,8 км/с), 3 - верхний слой консолидированной коры (5,8— 6,4 км/с), 4 - промежуточный (6,5-6,7 км/с), 5 - нижний (6,8-7,4 км/с). I- VI - тины земной коры: континентальная: I - толстая, II - нормальная, III - тонкая; переходная: IV - микроконтиненты, V - глубокие прогибы; VI - океаническая; К„ - поверхность фундамента, К, и К, - границы в консолидированной коре; М - граница Мохоровичича.

Своеобразную модель континентальной кристаллической коры предложили Ю.М. Саркисов и И.С. Вольвовский (1989), которую они назвали концепцией «ультрабазитовой делами- нации». По их мнению раннедокембрийская кора была образовала двумя слоями: верхним - гранито-метаморфическим и нижним - гранито-базитовым. В верхнем докембрии и в течение всего фанерозоя развивался процесс многоканального амаг- матического внедрения пластичного вещества верхней мантии, представленного серпентизированным альпинотипным ультра- базитом, и его последующего горизонтального растекания под жестким гранито-метаморфическим покровом, что привело к разъединению верхнего (гранито-метаморфического) и нижнего (гранулитобазитового) слоев. Между ними образовался более молодой по возрасту и более пластичный средний слой, занимающий 1/3 части объема коры. Этот слой имеет низкий, а в ряде случаев нулевой и даже отрицательный градиент изменения сейсмических скоростей и отличается большой плотностью теплового потока. В этой любопытной гипотезе обнаруживается существенный пробел - в ней отсутствует обоснование механизма процесса деламинации и возможные локальные процессы авторы распространяют без достаточных оснований на большие площади.
Сферическо-слоистая структура земной коры, построенная на геофизических данных, с одной стороны, фиксирует общность некоторых геофизических свойств, с другой стороны, она в определенной степени противоречит представлениям А.В. Пейве (1981), Ю.А. Башилова (1981) и др. о блоково-слоистой структуре земной коры, построенной на горно-породном уровне ее изучения.
Достоверные данные о горно-породном составе земной коры в настоящее время имеются для глубин 8-12 км. Интерполяция их без существенных ошибок не может быть распространена на глубины 20-30 км. С учетом данных о горно-породном составе земной коры, основанных на данных глубокого бурения, построена схема М.В. Ланева, И.В. Литвиненко и др. (рис. 31). Из рисунка видно, что океаническая кора, кора щитов материков и материковых платформ не стыкуется и выделенные на ней слои не образуют единые сферы. Особенно резко отличается вертикальная структура континентов и океанических впадин. Значительные различия наблюдаются и между щитами и впадинами платформ. Так, например, на Кольском полуострове на глубине 12 км располагаются гнейсы высоких фаз метаморфизма архея, а в Прикаспийской низменности на этом уровне расположены породы мезокайнозоя. Все это говорит о том, что на горно-породном уровне сферы отсутствуют, а литосфера имеет слоисто блоковое строение.
При общей тенденции повышения давления и температуры с глубиной, в конкретных блоках они изменяются по-разному, определяя широкое изменение структуры при переходе от одного блока к другому. Характер и состояние пород в блоках зависит также и от направленности движения как самих блоков, так и движения вещества в них. В зависимости от указанных факторов выделяются горячие, холодные и типичные (имеющие средние параметры) блоки земной коры. Поэтому общая планетарная закономерность: вверху легкие (сиалические) породы, внизу - более тяжелые (симатические), проявляется лишь как очень большое обобщение. При анализе конкретного распределения пород литосферы по глубине обнаруживается ряд отклонений от этой закономерности. К таким отклонениям можно отнести: Легкая сиалическая кора не распределилась равномерно по всей поверхности Земли, а собрана в виде сгустков в материковые блоки, которые, эволюционируя, существуют на Земле с нижнего архея; 2. Блоки относительно тяжелой коры, (например, Кольский) поднимаются, а блоки, сложенные в верхней части профиля рыхлыми осадочными отложениями, опускаются (например, Прикаспийская низменность); 3. Обратное чередование пород по плотности: когда более плотные и тяжелые лежат сверху, а менее плотные и легкие - внизу; 4. Базальты, которые по традиции помещаются ниже гранитои- дов, на громадных площадях материков и повсеместно на дне океанов, покрывают большую часть поверхности Земли. Указанные аномалии лишний раз подчеркивают, что выделенные по геофизическим параметрам слои не могут трактоваться как горно-породные. При очень большой степени обобщения, когда сохраняются лишь самые общие свойства слагающего земную кору горных пород и другого вещества, а также учитывая изменение термодинамических условий в литосфере, можно выделить четыре слоя (табл. 60, 61).
Однако структура их на материках и океанах разная. Мощность каждого из выделенных слоев изменяется в широких пределах, как и положение их от поверхности Земли. Верхние слои материков - осадочный и реликтово-метаморфический лежат в одной сферической плоскости. Эти слои сложены: разновозрастными осадочными породами, древними (также разновозрастными) метаморфическими породами; вулканогенно-осадочными (преимущественно базальтами); интрузивными, в основном гранитоидами. В агрегатном отношении для этого слоя характерны камень, растворы и биогазы.
Преобладающие свойства горных пород: хрупкость кристаллических пород и пластичность - осадочных. Важнейшими процессами в этих поясах являются: регресивный метаморфизм (диафторез), седиментация, катагенез, расстворение, метасоматоз, верхнекоровой интрузивно-эффузивный магматизм и механическое движение блоков земной коры. Нижняя граница этих слоев в холодных блоках опускается до глубины 20 км, в горячих может подниматься до 10—15 км. Метаморфический слой более однороден по слагающему веществу. Для него характерно каменное и флюидное состояние вещества.
Ведущие свойства: хрупко-пластичное, которое при быстром изменении напряжения реагирует как хрупкое, а при длительном влиянии нагрузки - как пластичное. Преобладающие процессы - интрузивный магматизм, метаморфизм и метасоматоз. Возможная нижняя граница этого слоя проходит вблизи поверхности Мохоровичича, хотя полностью с ним не совпадает. Третий слой - магматическо-реститовый или нижнелитосферный по состоянию вещества расположен между свойствами камня и расплава, преобладающее его свойство вязко-

Агрегатные слои	Средняя мощ ность, км	Термодинамические условия		Агрегатное состояние вещества	Ведущие динамические свойства вещества	Типы пород по генезису	Характерные процессы
Агрегатные слои	Средняя мощ ность, км	Температура, °С	Давле ние, кбар	Агрегатное состояние вещества	Ведущие динамические свойства вещества	Типы пород по генезису	Характерные процессы
Осадочный	5	15-350	0-2	Т вердо-пластичес- кое, жидкое (вода), газообразное (биогазы)	Текучесть	Осадочные	Седиментация, диагенез, катагенез
Реликтово- метаморфи ческий	10-15	15-350	0-2	Твердое, жидкое (вода), газообразное	Хрупкость	Метаморфи ческие, интрузивные, эффузивные	Регрессивный метаморфизм, вулканически- интрузивный и эффузивный
Метаморфи ческий	20-25	350-1100	2-18	Твердое, твердопластическое, газообразное (флюиды), жидкое (магматический расплав)	Ползу честь, текучесть	Метаморфи ческие, интрузивные	Метаморфизм, магматизм
Магматичес- ко-рестито- вый	45	800-1200	10-27	пластическое, газообразное (флюиды), жидкое (магматический расплав)	Напряжен но-текучее	Магма, рестит, первичное вещество мантии	Магматический (андезитовый, гранитный, базальтовый)

Глава VI 365

пластичное. Слой содержит очаги расплава, но при резких изменениях напряжений может реагировать и как хрупкое тело. Агрегатный состав его, по-видимому, своеобразный: наряду с камнем, расплавом и флюидами возможно допустить особое вязко-пластичное состояние вещества. В океанической коре осадочный слой маломощный, а на значительных пространствах отсутствует, но широко распространен вулканогенно-осадочный, придающий океанической коре повышенную хрупкость. Метаморфический слой океана, в отличие от материков, сложен основными и ультраосновными породами.

<< | >>

↑

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

Еще по теме ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА ЛИТОСФЕРЫ:

- География - Землеведение - История Земли - Почвоведение -