Литосфера, астеносфера и мезосфера. Тектоносфера

Кроме выделения оболочек по вещественному составу существует их градация по реологическим свойствам. В этом отношении в верхних геосферах твердой Земли выделяются литосфера, астеносфера и мезосфера.

Литосфера – это хрупкая оболочка, объединяющая земную кору и часть верхней мантии. Ее нижняя граница по сейсмическим данным выражена затуханием сейсмических волн. По данным магнито-теллурического зондирования – снижением электрического сопротивления. В гравитационном поле литосфера отделяется от подстилающей ее астеносферы по явлению изостазии. В тепловом поле граница проводится по изотерме 1200-1300° С. Мощность литосферы под океанами изменяется от 3-4 км в осевых частях срединно-океанических хребтов и до 100 км на периферии океанов. На континентах она составляет 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км).

Астеносфера, как ослабленная пластичная оболочка, впервые гипотетически была выделена американским геологом Дж. Баррелом а 1916 г. Исходным основанием для ее выделения была необходимость объяснить гравитационную уравновешенность земной коры, обнаруженную при измерениях силы тяжести у подножия горных сооружений. Оказалось, что даже крупные неровности земной поверхности уравновешены на глубине. Это явление получило название изостазии. Выделяются две модели, объясняющие изостазию. Модель английского астронома Дж. Эри утверждает, что горные сооружения обладают корнями, погруженными в мантию, и изостазия обеспечивается тем, что подошва коры обладает зеркальным рельефом по отношению к рельефу земной поверхности. В соответствии с моделью другого англичанина Дж. Пратта подошва коры может быть горизонтальной, а поднятые участки земной поверхности соответствуют менее плотным частям коры по сравнению с пониженными участками. Исследования показывают, что уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих механизмов – кора под океанами тоньше и плотнее чем под континентами. Для осуществления изостатической уравновешенности необходимо наличие на некоторой глубине пластичной оболочки – астеносферы. Пластичность астеносферы объясняют частичным (1-5%) плавлением вещества, при котором пленка расплава окружает твердые зерна. Этот процесс обусловлен повышением температуры, эффект которого на определенной глубине может превзойти эффект повышения давления, препятствующего плавлению. Аналогичную роль может играть и снижение давления (декомпрессия) в условиях растяжения или в областях динамического влияния разломов. Дальнейшее повышение температуры или снижения давления может стать причиной образования магматических камер с базальтовой магмой или даже с магмой ультраосновного состава. Продуктом мантийных магм являются толеитовые базальты, образовавшиеся за счет деплетированной мантии и отличающиеся низкими содержаниями щелочей и некогерентных элементов. Если в образовании магмы участвует вещество, поступающее с больших глубин из неистощенной мантии, формируются щелочные базальты, обогащенные некогерентными элементами. Астеносфера является, таким образом, одним из главных источников магматической деятельности на Земле. Магматические очаги могут возникать и в коре, и в литосферной мантии, но они обычно вторичны по отношению к астеносферным и играют подчиненную роль. Коровые магмы имеют более разнообразный и кислый состав (до риолитов и гранитов). Широко распространены породы, образовавшиеся в результате взаимодействию мантийных магм с коровым веществом (диориты, монцониты и др.). Течение астеносферы перемещает литосферные плиты. Вязкость астеносферы изменяется по латерали, что определяется изменением содержания расплава или аморфизацией вещества (под толстой литосферой континентов). Мощность астеносферы может изменяться в широких пределах. Под щитами древних платформ она составляет примерно 80 км (в интервале глубин 220-300 км); под молодыми платформами – 150 км (в интервале глубин от 50 км до 200 км). Максимальная толщина астеносферы наблюдается под океанами. Литосфера и астеносфера в совокупности образуют тектоносферу (тектосферу) – основной объект изучения геотектоники.

Подстилается астеносфера мезосферой вплоть до глубины 410 км (подошвы верхней мантии). Процессы в тектоносфере тесно связаны, а часто и обусловлены процессами в глубоких геосферах планеты.

1.3. Глубокие геосферы: средняя и нижняя мантия, ядро Земли

Средняя и нижняя мантия составляют основной объем планеты. В интервале глубин от 410 км до 660 - 670 км выделяется переходный слой от верхней к нижней мантии (слой Голицына). На глубине 670 км предполагается фазовый переход, обусловленный превращением оливина (шпинели) и пироксена (граната) в метасиликат перовскит – (Ca, Mg) SiO3 и окисел магнезиовюстит – Mg, FeO. Скачок плотности сопровождается поглощением тепла. Допускается, что здесь же увеличивается содержание железа. Ниже 670 км вплоть до глубины 2900 км традиционно выделяется нижняя мантия. Но в последнее время предлагается выделение средней мантии до глубины 1000 км, включающей и переходную зону. Еще одна граница намечается на глубинах 1700-1900 км. Вероятно, что ниже этой границы в составе мантии присутствуют лишь окислы Ca, Mg, Fe, Si. Вблизи подошвы мантии выделяется слой мощностью 200-300 км, обозначающийся индексом D´ ´ (д – дубль прим). Он отличается резко меняющейся толщиной и значительной неоднородностью по латерали, позволяющей предполагать его неоднородность как по вещественному составу, так и по реологическим свойствами. В основании этого слоя выделяется тонкая прерывистая область с частично расплавленного материала. Возможно, что здесь происходит обмен веществом между ядром и мантией.

Ядро Земли по реологическим свойствам делится на внешнее и внутреннее. Судя по затуханию поперечных сейсмических волн внешнее ядро находится в расплавленном состоянии. В нем происходит конвективное перемешивание, что в сочетании с вращением планеты создает ее главное магнитное поле. Состоит внешнее ядро из железа и никеля с примесью кремния, кислорода, серы и, возможно, калия и водорода.

Внутреннее ядро начинается на глубине около 5150 км, находится в твердом состоянии и состоит из железа и никеля. Его поверхность неровная, а скорость вращения несколько больше, чем скорость вращения остальных геосфер. Средний радиус Земли составляет 6371 км и средний диаметр внутреннего ядра составляет, таким образом, 2442 км.

Литература к разделу 1: [1, 6, 10]