Геология и петрография

Геоид - некоторая воображаемая уровенная поверхность, которая определяется тем, что направление силы тяжести к ней всюду перпендикулярно. Эта поверхность совпадает с уровнем воды в Мировом океане, который мысленно проводится под континентами. Это та поверхность, от которой производится отсчет высот рельефа. Поверхность геоида приближается к поверхности трехосного эллипсоида, отклоняясь от него местами на величину 100 - 150 м (повышаясь на материках и понижаясь на океанах, рис. 1.2.), что, по-видимому, связано с плотностными неоднородностями масс в Земле и появляющимися из-за этого аномалиями силы тяжести.

В Советском Союзе в  настоящее время принимается эллипсоид Ф. Н. Красовского и его учеников (А. А. Изотова и др.), основные параметры которого подтверждаются современными исследованиями и с орбитальных станций. По этим данным экваториальный радиус равен 6378,245 км, полярный радиус - 6356,863 км, полярное сжатие- 1/298,25. Объем Земли составляет 1,083 • 1012 км3, а масса - 6 • 1027 г. Ускорение силы тяжести на полюсе 983 см/с2, на экваторе 978 см/с2.Площадь поверхности Земли около 510 млн. км2, из которых 70,8% представляет Мировой океан и 29,2% - суша. В распределении океанов и материков наблюдается определенная дисимметрия. В Северном полушарии это соотношение составляет 61 и 39%, в Южном-81 и 19%.

1.2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ  ЗЕМЛИ

Изучение внутреннего  строения Земли производится различными методами. Геологические методы, основанные на изучении естественных обнажений  горных пород, разрезов шахт и рудников, кернов глубоких буровых скважин, дают возможность судить о строении приповерхностной части земной коры. Глубина известных  пробуренных скважин достигает 7,5-9,5 км, и только одна в мире опытная  скважина, заложенная на Кольском полуострове, уже достигла глубины более 12 км при проектной глубине до 15 км. В вулканических областях по продуктам  извержения вулканов можно судить о  составе вещества на глубинах 50-100 км.

В целом же глубинное внутреннее строение Земли изучается главным  образом геофизическими методами: сейсмическим, гравиметрическим, магнитометрическим и др. Одним из важнейших методов является сейсмический (греч. <сейсмос> - трясение) метод, основанный на изучении естественных землетрясений и <искусственных землетрясений>, вызываемых взрывами или ударными вибрационными воздействиями на земную кору.

Очаги землетрясений располагаются на различных глубинах от приповерхностных (около 10 км) до самых глубоких (до 700 км), прослеженных в разломных зонах по окраинам Тихого океана. Возникающие в очаге сейсмические волны как бы просвечивают Землю и дают представление о той среде, через которую они проходят. В очаге (или фокусе) возникают два главных типа волн:

1) самые быстрые продольные Р-волны (т.е. первичные-primary);

2) более медленные поперечные S-волны (т.е. вторичные - secondary).

Рис. 1.3. Два типа объемных сейсмических волн (по Б. Болту): а - сжатие - растяжение, б - удвоенная амплитуда

При распространении Р-волн горные породы испытывают сжатие и  растяжение (смещение частиц среды  вдоль направления волны). Р-волны  проходят в твердых и жидких телах  земных недр. Поперечные S-волны распространяются только в твердых телах, и с  их распространением связаны колебания  горных пород под прямым углом  к направлению распространения  волны (рис. 1.3). При прохождении поперечных волн упругие породы подвергаются деформации сдвига и кручения. Кроме того, выделяются поверхностные L-волны (т.е. длинные - long), которые отличаются сложными синусоидальными колебаниями вдоль или около земной поверхности. Регистрация прихода сейсмических волн производится на специальных сейсмических станциях, оборудованных записывающими приборами - сейсмографами, расположенными на разных расстояниях от очага. Такое расположение сейсмостанций позволяет судить о скорости распространения колебаний на разных глубинах, поскольку к более отдаленным станциям приходят волны, прошедшие через более глубокие слои Земли. Запись сейсмографом прихода волн называется сейсмограммой.

Рис. 1.4. Отраженные и преломленные сейсмические волны в различных средах

Реальные скорости сейсмических воли зависят от упругих свойств  и плотности горных пород, через  которые они проходят. Изменения  скорости сейсмических волн отчетливо  показывают на неоднородность и расслоенность Земли. О различных слоях и состоянии веществ, их слагающих, указывают преломленные и отраженные волны от их граничных поверхностей (рис. 1.4).

На основании скорости распространения сейсмических волн австралийский сейсмолог К. Буллен разделил Землю на ряд зон, дал им буквенные обозначения в определенных усредненных интервалах глубин, которые используются с некоторыми уточнениями до настоящего времени (рисГлава 3. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ, МАНТИИ И ЯДРА ЗЕМЛИ

3.1. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ

В строении земной коры участвуют все описанные типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические, залегающие выше границы Мохо. Как в пределах континентов, так и в пределах океанов выделяются подвижные пояса и относительно устойчивые площади земной коры. На континентах к устойчивым площадям относятся обширные равнинные пространства - платформы (Восточно-Европейская, Сибирская), в пределах которых располагаются наиболее устойчивые участки - щиты (Балтийский, Украинский), представляющие собой выходы древних кристаллических горных пород. К подвижным поясам относятся молодые горные сооружения, такие, как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.

Рис. 3.1. Обобщенный профиль дна океана (по О. К. Леонтьеву)

Материковые структуры не ограничиваются только континентами, в ряде случаев они протягиваются в океан, образуя так называемую подводную окраину материков, состоящую из шельфа, глубиной до 200 м, континентального склона с подножьем до глубин 2500-3000 м. В пределах океанов также выделяются стабильные области - океанские платформы - значительные площади ложа океана - обширные абиссальные (греч. "абиссос" - бездна) равнины глубиной 4-6 км, и подвижные пояса, к которым относятся срединно-океанские хребты и активные окраины Тихого океана с развитыми окраинными морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские, Японские и др.) и глубоководными желобами (глубиной 8-10 км и более) (рис. 3.1).

Рис. 3.2. Схема строения различных типов земной коры.

На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа:

1) субконтинентальный и 2) субокеанский. 
Схемы строения земной коры указаны на рис. 3.2.

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков. В области шельфа ее мощность уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне (на глубине около 2,0-2,5 км) выклинивается. Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый - самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй - традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым илигранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) - 5,5-6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.

Рис. 3.3. Скоростная модель земной коры континентов (по Н. И. Павленковой).

Однако высказывается предположение, что он сложен основными интрузивными породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, не исключается наличие и ультраосновных пород. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (базит - основная порода). Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с. Граница между гранитометаморфическим и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада.Долгое время господствовало представление о том, что граница Конрада существует в континентальной коре повсеместно. Однако последующие данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада далеко не всюду выражена, а фиксируется лишь в отдельных местах. Естественно возникают новые интерпретации строения континентальной земной коры. Так, Н. И. Павленковой и другими предложена четырехслойная модель (рис. 3.3). В этой модели выделяется верхний осадочный слой с четкой скоростной границей, обозначенной Ко.Ниже расположенные части земной коры объединены в понятие кристаллический фундамент, или консолидированная кора, внутри которой выделяются три слоя: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами К1 и К2. Отмечается достаточная устойчивость границы К2 - между промежуточным и нижним этажами. Верхний этаж характеризуется вертикально-слоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Для промежуточного этажа отмечается тонкая горизонтальная расслоенность и наличие отдельных пластин с пониженной скоростью сейсмических волн (Vp) - 6 км/с (при общей скорости в слое 6,4-6,7 км/с) и аномальной плотностью.

На основании этого делается вывод, что промежуточный слой может быть отнесен к ослабленному слою, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. В настоящее время и другие исследователи обращают внимание на наличие отдельных линз в континентальной коре с относительно (на 0,1-0,2 км/с) пониженными скоростями сейсмических волн на глубинах 10-20 км, при мощности линз 5-10 км. Предполагают, что эти зоны (или линзы) связаны с сильной трещиноватостью и обводненностью пород.

Данные С. Р. Тейлора указывают также, что в пределах континентальной коры нет единого слоя с пониженной скоростью, а отмечается прерывистая расслоенность. Все сказанное свидетельствует о большой сложности континентальной земной коры и неоднозначности его интерпретации. Достаточно убедительным доказательством этого являются данные, полученные при бурении сверхглубокой Кольской скважины, достигшей уже глубины свыше 12 км. По предварительным сейсмическим данным, в районе заложения скважины граница между "гранитным" и "базальтовым" слоями должна бы быть встречена на глубине около 7 км. В действительности никакого геофизического "базальтового" слоя не оказалось. На этой глубине под мощной метаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей протерозойского возраста были вскрыты плагиоклазовые гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты - породы среднетемпературной стадии метаморфизма, процентное содержание которых увеличивается с глубиной. Что же послужило причиной изменения скорости сейсмических волн (от 6,1 до 6,5-6,6 км/с) на глубине около 7 км, где предполагалось наличие геофизического "базальтового" слоя? Возможно, что это связано с амфиболитами и их ролью в изменении упругих свойств пород. Возможно также, что указанная ранее (до бурения скважины) граница связана не с изменением состава пород, а с увеличением поля напряжения, обусловленного интенсивными деформациями и неоднократными проявлениями метаморфизма.

. 1.5).

Рис. 1.5. Строение Земли. Оболочки Земли, выделенные по распространению сейсмических волн

Выделяют три главные  области Земли:

1. Земная кора (слой А) -верхняя оболочка Земли, мощность которой изменяется от 6-7 км под глубокими частями океанов до 35-40 км под равнинными платформенными территориями континентов, до 50-70(75) км под горными сооружениями (наибольшие под Гималаями и Андами).

2. Мантия Земли, распространяющаяся до глубин 2900 км. В ее пределах по сейсмическим данным выделяются: верхняя мантия - слой В глубиной до 400 км и С - до 800-1000 км (некоторые исследователи слой С называют средней мантией); нижняя мантия - слой D до глубины 2700 с переходным слоем D1 - от 2700 до 2900 км.

3. Ядро Земли, подразделяемое: на внешнее ядро - слой Е в пределах глубин 2900-4980 км; переходную оболочку - слой F - от 4980 до 5120 км и внутреннее ядро - слой G до 6971 км.

По имеющимся данным выделены несколько разделов первого порядка, в которых скорость сейсмических волн резко изменяется (табл. 1.1).

Как видно из данных таблицы, земная кора отделяется от слоя В верхней мантии достаточно резкой граничной скоростью. В 1909 г. югославский сейсмолог А. Мохоровичич при изучении балканских землетрясений впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за нижнюю границу земной коры. Часто эту границу сокращенно называют границей Мохо или М. Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое уменьшение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствуют о необычайном состоянии вещества, отличающемся от твердой мантии.

Эта граница названа именем Б. Гутенберга. Третий раздел совпадает с основанием слоя F и внутренним ядром Земли (слой G).

1.3. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ  УСЛОВИЯ

Рис. 1.6. Сводные кривые изменения  скорости сейсмических волн, плотности, давления и температуры в оболочках  Земли (по Б. Болту)

Плотность. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см3. Горные породы, слагающие земную кору, отличаются малой плотностью. В осадочных породах плотность около 2,4-2,5 г/см3 , в гранитах и большинстве метаморфических пород - 2,7-2,8 г/см3 , в основных магматических породах - 2,9-3,0 г/см 3. Средняя плотность земной коры принимается около 2,8 г/см3 . Сопоставление средней плотности земной коры с плотностью Земли указывает на то, что во внутренних оболочках - мантии и ядре плотность должна быть значительно выше.

По имеющимся данным в  кровле верхней мантии, ниже границы  Мохо, плотность пород составляет 3,3-3,4 г/см 3, у нижней границы нижней мантии (глубина 2900 км) - примерно 5,5-5,7 г/см 3, ниже границы Гутенберга (верхняя граница внешнего ядра) - 9,7-10,0 г/см 3, затем повышается до 11,0-11,5 г/см 3, увеличиваясь во внутреннем ядре до 12,5-13,0 г/см3 (рис. 1.6).

Давление. Расчеты давления на различных глубинах Земли в соответствии с указанными плотностями выражаются следующими значениями (см. рис. 1.6 и табл. 1.2).

Ускорение силы тяжести. В ряде пунктов поверхности Земли геофизическим гравиметрическим методом выполнены измерения абсолютной величины силы тяжести с помощью гравиметров. Эти исследования позволяют выявить гравиметрические аномалии - области значительного увеличения или уменьшения силы тяжести. Увеличение силы тяжести обычно связано с присутствием более плотного вещества, уменьшение указывает на меньшую плотность. Что касается ускорения силы тяжести, то его величина различна. На поверхности оно в среднем составляет 982 см/с2(при 983 см/с2 - на полюсе и 978 см/с2- на экваторе), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. По данным В. А. Магницкого, максимальное значение ускорения силы тяжести достигает в основании нижней мантии у границы с внешним ядром 1037 см/с2. В пределах ядра Земли ускорение силы тяжести начинает значительно уменьшаться, доходя до 452 см/с2 в промежуточном слое F, до 126 см/с2 на глубине 6000 км и в центре до 0.