Общая геология

2.1. Форма Земли

2.2. Внутреннее строение Земли

2.3. Химический и минеральный состав недр Земли

2.4. Гравитационное поле Земли

2.5. Магнитное поле Земли

2.6. Тепловое поле Земли

2.7. Вещественный состав земной коры

2.7.1. Минералы

2.7.2. Горные породы

2.8. Строение земной коры

2.1. Форма Земли

Диаметр Земли 12 756 км; масса 5,98⋅1024 кг; плотность 5510 кг/м3; период вращения 23 ч 56 м. 4,1 с; период обращения вокруг Солнца 365,26 суток; эксцентриситет орбиты 0,017; площадь поверхности — 510 млн км2; объем — 1,083 ⋅ 1012 км3.

И. Ньютон первым показал, что форма Земли более сложная, чем шар, и доказал, что главным фактором в создании формы Земли являются ее вращение и вызванная этим центробежная сила, приводящая к образованию экваториального вздутия. Поэтому форма Земли зависит от совместного действия сил гравитации и центробежных. Хорошо известно, что равнодействующая этих сил называется силой тяжести. Многочисленные геодезические измерения позволили доказать, что Земля представляет собой эллипсоид вращения, вычисленный в 1940 г. геодезистом А. А. Изотовым и названный им эллипсоидом Красовского в честь Ф. Н. Красовского, известного русского геодезиста. Параметры эллипсоида Красовского: экваториальный радиус — 6378,245 км; полярный радиус — 6356,863 км; полярное сжатие a = 1/298,25. Это сжатие у полюсов составляет 0,3 %. Однако в плоскости экватора наибольший и наименьший радиусы отличаются на 213 м. Следовательно, Земля — это трехосный эллипсоид или сфероид, чем и определяется воображаемая форма Земли. Однако фигура Земли благодаря тому, что ее вращение замедляется лунными приливами, динамическая сплющенность или сжатие Земли, уменьшается со временем. Это означает, что масса Земли очень медленно перемещается из области экватора в более высокие широты, а сплющенность сокращается на 3⋅10–11 в год.

Реальная форма Земли лучше описывается фигурой геоида (землеподобная) — эквипотенциальной поверхностью невозмущенного океана, продолженной и на континенты (рис. 2.1 и 2.1 а).

Рис. 2.1. Поверхность рельефа, сфероид и геоид

Рис. 2.1 а. Поверхность геоида в метрах (по данным NASA)

Сила тяжести в каждой точке поверхности геоида направлена перпендикулярно к ней. Сейчас построена карта геоида, в масштабе 1/298,25, с помощью как наземных гравиметрических, так и спутниковых наблюдений. На карте ясно видны впадины и выпуклости на поверхности Земли с амплитудой в десятки метров, так что форма Земли скорее напоминает «обгрызенное яблоко». Аномалии геоида обусловлены неравномерным распределением масс с различной плотностью внутри Земли.

Земная ось испытывает прецессию (вращение), скорость которой составляет 50,211 в год и которая обусловлена моментами, возникающими из-за действия Луны и Солнца на экваториальное вздутие.

2.2. Внутреннее строение Земли

Самая глубокая скважина на Земле, пробуренная на Кольском полуострове недалеко от Мурманска, достигла всего лишь 12 200 м. Бурение под толщей океанских вод, осуществляемое со специальных плавучих буровых установок на кораблях сначала «Гломар Челленджер», а потом «Джоидес Резолюшн», дало результат только в 1,5 км. Знание внутреннего строения Земли означает, что известны распределения плотности вещества и его состояния, давления, температуры, напряженности магнитного поля от поверхности до центра Земли, а кроме того, латеральные вариации этих параметров.

Находясь на поверхности Земли (12 км скважины — это все равно поверхностный слой), мы можем определить много параметров, характеризующих Землю: состав вещества (горных пород, вод океана, атмо­сферы) и его возраст, температуру, силу притяжения к Земле (ускорение силы тяжести), величину магнитного поля. Мы можем наблюдать множество явлений: извержения вулканов, землетрясения, в особенности катастрофические, измерять время пробега сейсмических (упругих) волн, видеть свечение полярных сияний и многое другое.

Нас интересует, в какой мере сведения, получаемые на поверхности Земли, могут пролить свет на устройство внутренних, недоступных частей Земли вплоть до ее центра? Задачи подобного рода называют обратными, и очевидно, что они не имеют единственного решения. Это напоминает ситуацию с покупкой арбуза — как, не надрезая арбуз, определить степень его спелости? Это и есть обратная задача, примеры которых будут приведены ниже.

Геологам хорошо известно внутреннее строение Земли, т. к. им на помощь пришел метод, который, как в медицине рентген, позволяет заглянуть в недоступные места планеты. Это сейсмические волны, возникающие в Земле от землетрясений, ядерных и крупных промышленных взрывов, которые пронизывают всю Землю, преломляясь и отражаясь на разных границах смены состояния вещества. По образному выражению известного геофизика, каждое сильное землетрясение заставляет Землю долго гудеть, как колокол. Именно это «гудение» и есть возбужденные собственные колебания Земли, которые могут иметь разную форму: радиальную, сфероидальную, крутильную.

Сейсмологический метод находится в ряду других геофизических методов, но для познания глубин Земли он один из самых важных.

Волна — это распространение некоторой деформации в упругой среде, т. е. изменение объема или формы вещества. При деформации в веществе возникает напряжение, которое стремится вернуть его к первоначальной форме или объему. Известно, что величина напряжения (ε) на величину деформации (τ) называется модулем упругости µ.

µ = τ / ε

Выделяют два типа сейсмических волн: объемные и поверхностные, из названий которых видна область их распространения (рис. 2.2).

Рис. 2.2. Типы сейсмических волн. А — объемные волны: а — продольные,
б — поперечные. Б — поверхностные волны: в — Лява, г — Рэлея.
Стрелками показано направление движения волны

Объемные волны бывают продольными и поперечными. Они были открыты в 1828 г. Пуассоном, а идентифицированы английским сейсмологом Олдгеймом в 1901 г.

Продольные волны — это волны сжатия, распространяющиеся в направлении движения волны. Они обозначаются латинской буквой Р (англ. primary — первичный), т. к. у них скорость распространения выше других волн и они первыми приходят на сейсмоприемники. Скорость продольных волн:

где К — объемный модуль упругости, или модуль всестороннего сжатия, и µ — модуль сдвига, определяемый величиной напряжения, необходимого, чтобы изменить форму тела.

Таким образом, волна Р изменяет объем и форму тела.

Поперечная волна, обозначаемая буквой S (англ. secondary — вторичный), — это волна сдвига, при которой деформации в веестве происходят поперек направления движения волны. Скорость поперечных волн:

Волна S изменяет только форму тела, и она, как менее скоростная, приходит на сейсмоприемник позднее волны Р, поэтому и называется вторичной. Таким образом, Vp всегда больше Vs.

Поверхностные волны, как следует из названия, распространяются в поверхностном слое земной коры. Различают волны Лява и Рэлея. В первых из них колебания осуществляются только в горизонтальной плоскости поперек направления движения волны. Волны Рэлея подобны волнам на воде, в них частицы вещества совершают круговые движения (см. рис. 2.2).

Проследим путь объемной волны от очага землетрясения или взрыва. При встрече с каким-либо слоем, отличающимся рядом признаков от вышележащего, волна отражается и достигает сейсмографа на станции (рис. 2.3.). То же самое происходит при морских сейсмических исследованиях. В других случаях волна может преломляться на границе слоев, увеличивая или уменьшая свою скорость в зависимости от плотности слоя.

Рис. 2.3. Схема отражения сейсмических волн
а) от поверхности пласта горных пород;
б) метод работы НСП (непрерывное сейсмическое профилирование);
в) прохождение отраженных и преломленных волн через слои земной коры
от источника до приемника: 1 — вертикальное отражение,
2 — широкоугольные отражения, 3 — преломленные волны

Когда происходит сильное землетрясение, сейсмические волны распространяются во все стороны, пронизывая земной шар во всех направлениях. Расставленные по всему миру сейсмические станции принимают сигналы от волн разного типа, преломленных и отраженных. Проходя через слои пород разного состава и плотности, они изменяют свою скорость, а регистрируя эти изменения внутри земного шара, можно выделить главные границы или поверхности раздела (рис. 2.4).

Рис. 2.4 Прохождение продольных (Р) и поперечных (S) волн через Землю.
Поперечные волны не проходят через жидкое внешнее ядро,
а у продольных волн есть «зона тени» в 35°,
т. к. в жидком ядре волны преломляются

Сейсмограммы фиксируют время пробега внутри Земли сейсмических волн. А нам необходимо знать скорость волн. Для этого решается обратная задача на основе системы уравнений, полученных Адамсоном и Вильямсом. Сейсмические методы непрерывно совершенствуются, и, по современным данным, внутренняя структура Земли выглядит следующим образом.

Земная кора ограничивается снизу очень четкой поверхностью скачка скоростей волн Р и S, впервые установленной югославским геофизиком А. Мохоровичичем в 1909 г. и получившей его имя: поверхность Мохоровичича, или Мохо, или, совсем кратко, поверхность М (рис. 2.5).

Рис. 2.5. Астеносфера — слой пониженных скоростей продольных (P)
и поперечных (S) сейсмических волн в верхней мантии Земли

Вторая глобальная сейсмическая граница раздела находится на глубине 2900 км. Она была выделена в 1913 г. немецким геофизиком Б. Гутенбергом и также получила его имя. Эта поверхность отделяет мантию Земли от ядра. Примечательно, что ниже этой границы волны Р резко замедляются, теряя 40 % своей скорости, а волны S исчезают, не проходя ниже. Так как для поперечной волны скорость определяется как модуль сдвига, деленный на плотность, а модуль сдвига в жидкости равен нулю, то и вещество, слагающее внешнюю часть ядра, должно обладать свойствами жидкости.

На глубине 5120 км снова происходит скачкообразное увеличение скорости волн Р, а путем применения особого метода показано, что там появляются и волны S, т. е. эта часть ядра — твердая.

Таким образом, внутри Земли устанавливаются три главные, глобальные сейсмические границы, разделяющие земную кору и мантию (граница М), мантию и внешнее ядро (граница Гутенберга), внешнее и внутреннее ядра. Твердое внутреннее ядро Земли было открыто в 1936 г. И. Леманн.

Однако на самом деле границ, на которых происходит скачкообразное изменение скорости волн Р и S, больше и сами границы характеризуются некоторой переходной областью. Уже давно сейсмолог К. Буллен, разделив внутреннюю часть Земли на ряд оболочек, дал им буквенные обозначения (рис. 2.6). В последние годы были установлены еще одна глобальная сейсмическая граница на глубине 670 км, отделяющая верхнюю мантию от нижней и являющаяся очень важной для понимания процессов, идущих в верхних оболочках Земли, и очень важная переходная зона D от нижней мантии к внешнему ядру на глубине 2700–2900 км, характеризующаяся изменением температуры и, по-видимому, химического состава.

Рис. 2.6. Скорость сейсмических волн и плотность внутри Земли.
Сейсмические волны: 1 — продольные, 2 — поперечные, 3 — плотность

Ниже поверхности М скорости сейсмических волн увеличиваются, но на некотором уровне, различном по глубине под океанами и материками, вновь уменьшаются, хотя и незначительно, причем скорость поперечных волн уменьшается больше. В этом слое отмечено и повышение электропроводности по данным магнитотелиурического зондирования, что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от выше- и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности этого слоя, получившего название астеносфера, объясняются возможным его плавлением в пределах 1–2 %, что обеспечивает понижение вязкости до 1021 пуаз и увеличение электропроводности. Плавление проявляется в виде очень тонкой пленки, обволакивающей кристаллы при Т около +1200 °С. Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океанами, от 10–20 км до 80–200 км, и там он может быть расплавлен на
5–10 %, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например под докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощность астеносферного слоя, как и его глубина, сильно изменяются в горизонтальном и вертикальном направлениях. В современных геотектонических представлениях астеносферному слою отводится роль своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры.

Земная кора и часть верхней мантии над астеносферой носят название литосфера. Литосфера холодная, поэтому она жесткая и может выдержать большие нагрузки. На глубине 1000 км в нижней мантии скорость волн Р достигает 11,2–11,5 км/с, а Vs = 7,2–7,3 км/с. На границе нижней мантии и внешнего ядра Vр уменьшается с 13,6 км/с до 8,1 км/с, затем снова возрастает до 10,5 км/с, но в переходном слое F от внешнего ядра к внутреннему снова падает и опять возрастает во внутреннем, твердом ядре до 11,2–11,3 км/с, не достигая, однако, скорости низов мантии. Литосферу и астеносферу нередко объединяют в понятие тектоносфера как основную область проявления тектонических и магматических процессов.

Плотность Земли — это важный параметр, который косвенно помогает оценить сейсмические границы раздела внутри земного шара. Известно, что средняя плотность горных пород на поверхности равна 2700–2800 кг/м3. В то же время средняя плотность Земли 5510 кг/м3. Она вычислена на основании периода свободных колебаний Земли, момента ее инерции и общей массы, равной 5,976 ⋅ 1024 кг. Расчетные данные показывают, что плотность возрастает с глубиной и так же, как скорость сейсмических волн, скачкообразно. Верхи мантии, сразу под границей М, характеризуются плотностью уже 3300–3400 кг/м3, т. е. наблюдается ее резкое увеличение. Особенно сильный скачок плотности от 5500 кг/м3 в низах мантии до 10 000–11 500 кг/м3 во внешнем ядре совпадает с границей Гутенберга, при этом внешнее ядро обладает свойствами жидкости. Величина плотности во внутреннем ядре остается предметом догадок, но должна быть от 12 500 до
14 000 кг/м3 (рис. 2.7).

Рис. 2.7. Внутреннее строение Земли. I — литосфера,
II — верхняя мантия, III — нижняя мантия
(пунктиром показаны уровни второстепенных разделов),
IV — внешнее ядро, V — внутреннее ядро. 1 — земная кора; 2 — астеносфера;
переходные слои: 3 и 4. Цифры слева — доля геосфер в процентах от объема Земли,
буквы слева — геосферы по К. Буллену

Таким образом, изменение и нарастание плотности в целом совпадают с главными сейсмическими разделами в Земле. Заметим, что доля коры в общем объеме Земли равна 1,5 %, мантии — 82,3 %, а ядра –16,2 %. Отсюда ясно, что средняя плотность в 5,5 кг/м3 должна обеспечиваться умеренно плотной мантией и очень плотным (~14 г/см3) ядром, в котором находится 32 % массы Земли (а по объему ~16 %).

Давление внутри Земли рассчитывается исходя из той плотности, которая получается при интерпретации сейсмических границ. При этом предполагается, что Земля как планета находится в состоянии гидростатического равновесия. Давление нарастает постепенно, составляя в МПа на подошве коры, границы М — 1 · 103, на границе мантии — ядра — 137 · 103, внешнего и внутреннего ядра — 312 · 103 и в центре Земли — 361 · 103 (рис. 2.8).

Ускорение силы тяжести, как известно, на уровне океана, на широте 45°, составляет 9,81 м/с2, или 981 гала, а в центре Земли равняется 0. У границы мантии и ядра величина ускорения силы тяжести достигает максимального значения 10,37 м/с2 и с этого уровня начинает быстро падать, получая значение на границе внешнего и внутреннего ядер
4,52 м/с2. Земля обладает внешним гравитационным полем, отражающим распределение в ней масс. Величина силы тяжести зависит от расстояния до центра Земли и от плотности пород (см. рис. 2.8). Для геологов очень важно знать закономерности размещения плотностных неоднородностей в земной коре, что позволяют сделать гравитационные аномалии — отклонения от общего внешнего гравитационного поля. Сила гравитации будет, естественно, больше над более плотными массами. Современные приборы позволяют измерять силу тяжести с большой точностью, вплоть до 10-8, что равно изменению силы тяжести на расстоянии от поверхности Земли всего на 4 см. Более подробно о гравитационном поле будет рассказано в других главах.

Рис. 2.8. Изменение ускорения силы тяжести (1), давления (2)
и плотности (3) внутри Земли

Механические свойства вещества Земли на всех уровнях важны для понимания геодинамических процессов. Литосфера, т. е. земная кора и часть верхней мантии до глубин примерно в 200 км, ведет себя в целом как более хрупкая, чем нижняя (гранулито-базитовый слой). Жесткость литосферы оценивается в 1024 Н · м, и она неоднородна в горизонтальном направлении. Именно в литосфере, особенно в ее верхней части, образуются разломы.

Астеносфера, подстилающая литосферу, также неоднородна в горизонтальном направлении и обладает изменчивой мощностью. Пониженные скорости сейсмических волн в астеносфере хорошо объясняются плавлением всего лишь 1–2 % вещества. Астеносферный слой, по современным представлениям, играет важнейшую роль в тектонической и магматической активности литосферных плит и обеспечивает их изостатическое
равновесие, несмотря на то что сам слой может быть прерывистым, например он может отсутствовать под древними докембрийскими платформами.

Располагающаяся ниже астеносферного слоя мантия, особенно нижняя, глубже 670 км, обладает вязкостью около 1022–23 м2/с. Это очень высокая вязкость, тем не менее она не является непреодолимым препятствием для медленных конвективных перемещений мантийного вещества, что подтверждается так называемой сейсмической томографией, позволяющей «увидеть» очень незначительные плотностные неоднородности в мантии. Глубже 700 км в мантии не зафиксировано очагов землетрясений, что свидетельствует о невозможности возникновения сколов.

Выше говорилось о модели строения Земли К. Е. Буллена, созданной в 1959–1969 гг. В последнее время используется более новая, уточненная модель, называемая PREM (Prelimenary Reference Earth Model), характеризуемая «нормальным», т. е. усредненным распределением с глубиной различных физических параметров, в том числе скоростей распространения сейсмических волн.

Сейсмическая томография базируется на измерении скоростей объемных и поверхностных сейсмических волн, распространение которых направлено таким образом, чтобы «просветить» какое-то непрозрачное тело, например массив горных пород, который нельзя наблюдать непосредственно. Имея модель PREM с ее расчетными скоростями сейсмических волн, при обработке огромного количества данных, полученных в результате изучения землетрясений, которая стала возможной только после появления особо быстродействующих ЭВМ, геофизики получают отклонение реальных сейсмических волн по сравнению со стандартной моделью, которое составляет максимум первые проценты (обычно меньше). Увеличение скоростей волн свидетельствует об увеличении плотности вещества, и наоборот. Таким образом выявляются латеральные неоднородности в мантии, впервые продемонстрированные американскими геофизиками Д. Л. Андерсоном и А. М. Дзевонским еще в начале 80-х гг. ХХ в. Более плотные, т. е. холодные, и менее плотные, т. е. более нагретые, участки мантии образуют очень сложную картину, в целом подтверждающую тектонику литосферных плит, т. к. на активных континентальных окраинах хорошо видны погружающиеся под более легкую континентальную кору холодные и более плотные пластины коры океанической.

Сейсмотомография позволила установить в самых низах мантии примечательный слой D”, верхняя граница которого неровная, мощность изменяется в горизонтальном направлении, и этот слой может быть даже частично расплавлен (рис. 2.9). В верхах нижней мантии обнаржен слой также с пониженной вязкостью, как и астеносферный, и, таким образом, в мантии устанавливаются 3 слоя с пониженной вязкостью.

Рис. 2.9. Рельеф земного ядра,
по данным сейсмической томографии Земли
(изолинии проведены через 2 км)

Сейсмотомография дала очень много для выявления неоднородностей в строении мантии Земли.

Земной шар как вращающееся тело, состоящее из целого ряда слоев, является фигурой почти равновесной. Именно это предполагают законы гидродинамики, несмотря на то что Земля является твердым телом, а не жидким. Тоненькая оболочка земной коры, составляющая по мощности всего лишь 1/160 радиуса Земли, как мы видели выше, представляет собой оболочку, отличающуюся на континентах и в океанах как по своей плотности, так и по мощности, причем такое же различие устанавливается в пределах континентальной коры.

Термин изостазия означает стремление земной коры к гидростатическому равновесию. Это представление лучше всего проиллюстрировать действием всем известного закона Архимеда. Тяжелое и большое тело будет погружаться в жидкость на бóльшую глубину, чем тело легкое и меньшего размера. Допустим, что в какой-либо жидкости плавают бруски одинаковой ширины и состава, но различные по длине. Тогда над поверхностью жидкости будет подниматься меньшая часть бруска, но зависящая от его высоты. Одновременно бóльшая часть бруска погружена в жидкость. Чем брусок больше, тем его часть над поверхностью жидкости будет выше, но одновременно часть бруска, находящаяся ниже поверхности жидкости, погружается в нее на бОльшую глубину. Подобная картина хорошо иллюстрируется айсбергами, огромными ледяными блоками, отколовшимися от ледников.

Если на поверхности земной коры образовались горы высотой 5–7 км, то подошва земной коры должна погрузиться в мантию на какую-то величину, чтобы компенсировать возросшую нагрузку. Так появляется «корень» гор (компенсационная масса), или прогиб поверхности Мохоровичича — подошвы земной коры. Чем горы выше, тем прогиб, или «корень», больше, т. е. он должен глубже вдаваться в верхнюю мантию, плотность которой в среднем 3,3 г/см3, а средняя плотность земной коры 2,8 г/см3. И этот «корень» гор должен в несколько раз превышать высоту горных хребтов над уровнем моря (рис. 2.10). По существу, в этом и заключается явление компенсации рельефа на глубине. Компенсационная, или изостатическая, поверхность в данном случае представляет собой уровенную поверхность, которая непосредственно касается снизу компенсационной массы. Эту поверхность иначе называют глубиной компенсации.

Рис. 2.10. А — «корень» гор. Чем выше горы, тем «корень» гор глубже проникает
в верхнюю мантию: 1 — океан, 2 — океаническая кора, 3 — континентальная кора,
4 — «корень» гор, 5 — верхняя мантия. Б — айсберги (6), плавающие в морской воде.
Над поверхностью воды возвышается 1/3 ледяной глыбы

Именно такая изостатическая модель и была предложена Дж. Эри в 1855 г. (рис. 2.11). В том же году Ф. Пратт предложил несколько другую модель изостатической компенсации неровностей рельефа. По его мнению, подошва земной коры плоская и поэтому компенсация должна осуществляться за счет изменения плотности в различных блоках коры. Под высокогорным рельефом средняя плотность земной коры должна быть меньше, чем под впадинами (см. рис. 2.11). Современные сейсмические исследования свидетельствуют о том, что местами действительно наблюдается изменение плотности как в коре, так и в мантии в горизонтальном направлении. То есть модель Ф. Пратта частично работает, но в то же время и модель Дж. Эри имеет место, а в целом изостатическая компенсация рельефа осуществляется более сложным путем. Собственно термин «изостазия» был введен в литературу американским геологом К. Деттоном в 1889 г.

Рис. 2.11. Схема изостатического равновесия земной коры:
1 — по Дж. Эри, 2 — по Ф. Пратту. Цифрами показана плотность материала, г/см3

За последний 1 млн лет большие пространства в высоких широтах Северного полушария не менее четырех раз покрывались огромными ледниковыми щитами. Это были так называемые Великие четвертичные оледенения. Последнее из них достигло максимума своего продвижения на юг примерно 20 тыс. лет назад, и на Европейской равнине оно оставило конечно-моренные гряды в районе Валдая, поэтому и было названо Поздневалдайским. Центрами, откуда ледник начинал радиально перемещаться, были Скандинавия, Новая Земля, а восточнее — Таймыр. Оледенение такого же возраста, названное Висконсинским, охватило всю Канаду и северную часть США.

Мощность ледников в центре щитов составляла 3–4 км, а на периферии — несколько сот метров. После максимальной стадии наступания в южном направлении ледник стал быстро таять, отступать, уменьшаться в мощности, и около 9 тыс. лет назад последние массы льда уже полностью исчезли.

В Фенноскандии, Карелии и на Кольском полуострове сокращение и утонение ледникового покрова вызвали быстрое поднятие территории в виде свода, причем в его центре поднятие было максимальным, достигнув примерно 250 м, а на периферии — гораздо меньше (рис. 2.12). Воздымание шло быстро, примерно 10–13 см/год сразу же после таяния и отступания льда, но впоследствии оно замедлилось и сейчас составляет не более 1 см/год.

Рис. 2.12. Гляциоизостатическое поднятие Балтийского щита после исчезновения
последних ледников 8–7 тыс. лет назад (по Н. И. Николаеву): 1 — изогипсы в метрах,
2 — граница каледонид Норвегии, 3 — граница Балтийского щита

Такая же картина наблюдается и в Северной Америке, где послеледниковое поднятие Канады оценивается в 300 м, а современная скорость поднятия составляет также около 1 см/год, тогда как после снятия ледниковой нагрузки она была значительно больше.

Примеров быстро «работающей» изостазии можно привести много. Одним из них является оз. Бонневиль в Скалистых горах США. 20 тыс. лет назад во время максимума последнего оледенения и влажного климата озеро имело глубину до 300 м и диаметр около 100 км. В настоящее время озеро высохло и на месте озерной чаши возникло сводовое поднятие. Изобазы его довольно точно повторяют контур водной массы, отсутствие которой сразу же вызвало изостатическое поднятие.

Любая достаточно значимая нагрузка на земную кору, например образование крупных впадин, заполненных осадочными толщами; обширные и мощные лавовые покровы; вулканы; искусственные водохранилища и т. д., способна вывести какой-то участок земной коры из состояния изостатического равновесия.

Следует подчеркнуть, что в настоящее время техногенные процессы, в частности техногенное перераспределение масс на поверхности Земли, достигли огромных объемов — около 10 тыс. км3 в год, что явно превышает воздействие неравновесного слоя в 70 м (разница в поверхностях сфероида и геоида Земли). Глубокие карьеры, шахты, рудники, поля отвалов горных разработок, откачка подземных вод, нефти, газа, водохранилища — все это должно приводить к изменению изостатического равновесия в региональном масштабе.

2.3. Химический и минеральный состав недр Земли

Определение химического и минерального состава геосфер Земли представляет собой очень сложную задачу, которая во многом может быть решена лишь весьма приблизительно, основываясь на косвенных данных. Прямые определения возможны только в пределах земной коры, горные породы которой неоднородны по своему составу и сильно различаются в разных местах.

Средний химический состав горных пород земной коры приведен в табл. 2 по данным А. А. Ярошевского, где четко видна разница в составе между континентальной и океанической корой, которая носит принципиальный характер. Верхний слой континентальной коры состоит из гранитов и метаморфических пород, обнажающихся на кристаллических щитах древних платформ, а также эффузивных базальтов. Нижний слой коры практически нигде не вскрыт, но в его составе должны преобладать основные породы — базиты, как магматические, так и метаморфические. Об этом свидетельствуют геофизические и экспериментальные данные. Тем не менее приведенные выше данные о среднем составе земной коры могут быть отнесены только к верхней части земной коры, тогда как состав нижней коры все еще остается областью догадок.

Таблица 2. Средний химический состав (в %) земной коры и верхней мантии

1 Общее содержание Fe, пересчитанное на FeO.

Горные породы, из которых сложена континентальная кора, несмотря на разнообразие, представлены несколькими типами. Среди осадочных пород преобладают песчаники и глинистые сланцы (до 80 %), среди метаморфических — гнейсы и кристаллические сланцы, а среди магматических — граниты и базальты. Следует подчеркнуть, что средние составы песчаников и глинистых сланцев близки к средним составам гранитов и базальтов, что свидетельствует о происхождении первых за счет выветривания и разрушения вторых.

В океанической коре по массе абсолютно преобладают базальты (около 98 %), в то время как осадочные породы самого верхнего слоя имеют очень небольшую мощность. Самыми распространенными минералами земной коры являются полевые шпаты, кварц, слюды, глинистые минералы, образовавшиеся за счет выветривания полевых шпатов. Подчиненное значение имеют пироксены и роговые обманки. Различие среднего состава континентальной и океанической коры предопределено, по А. А. Ярошевскому, различием среднего состава корообразующих вулканических пород — островодужных вулканитов и океанических базальтов.

Состав верхней и нижней мантии может быть определен только предположительно на основе геофизических и экспериментальных данных. Верхняя мантия ниже границы Мохоровичича с наибольшей долей вероятности сложена ультраосновными породами, обогащенными Fe и Мg, но в то же время бедными кремнеземом. Не исключено, что среди пород верхней мантии много эклогитов, которые образуются при высоких давлениях, о чем свидетельствует появление в них минерала граната, устойчивого при том давлении, которое существует в верхней мантии.

Основными минералами вещества верхней мантии являются оливин и пироксены. По мере увеличения глубины твердое вещество мантии скачкообразно на границах, устанавливаемых сейсмическим методом, претерпевает структурные преобразования, сменяясь все более плотными модификациями минералов, и при этом не происходит изменения химического состава вещества, как это показано Д. Ю. Пущаровским (табл. 3).

Таблица 3. Корреляция минеральных преобразований в мантии,
уровней глобальных сейсмических разделов (выделены курсивом)
и предложенных границ глубинных геосфер, основанных на данных
сейсмической томографии (по Д. Ю. Пущаровскому)1

Химический и минеральный состав ядра предполагается на основании расчетных давлений около 1,5 Мбар, существующих глубже 5120 км. В таких условиях наиболее вероятно присутствие вещества, состоящего из Fe с 10 % Ni и некоторой примеси серы во внешнем ядре, которая образует с железом минерал троилит. Как полагает А. А. Ярошевский, именно эта легкоплавкая эвтектическая смесь обеспечивает стабильность жидкого внешнего ядра, выше которого находится твердая силикатная мантия.

Таким образом, Земля оказывается расслоенной на металлическое ядро, твердую силикатную мантию и кору, что обусловливается различной плотностью и температурой плавления, т. е. различиями физических свойств вещества мантии и ядра согласно представлениям А. А. Ярошевского. Эти различия могли сформироваться еще на стадии гетерогенной аккреции планеты, т. е. в ходе формирования минерального состава протопланетного вещества.

Земная кора — тонкая оболочка нашей планеты, она обогащена легкоплавкими соединениями, образовавшимися при плавлении мантийного вещества. Поэтому магматизм во всех его проявлениях и является тем главным механизмом, обеспечивающим формирование легкоплавкой фракции и ее продвижение во внешнюю зону Земли, т. е. формирование земной коры. Магматические процессы фиксируются с самого раннего геологического времени, породы которого доступны наблюдению, а следовательно, в это же время началась дегазация мантии, в результате чего были сформированы атмосфера и гидро­сфера.

2.4. Гравитационное поле Земли

Законы падения тел на Земле изучал Галилео Галилей (1564–1642). Он первый определил величину ускорения свободного падения (силы тяжести): g = 9,8 м/с2.

Им была установлена независимость величины ускорения свободного падения от массы падающего тела. Без сопротивления воздуха (в вакууме) легкое перышко и тяжелый булыжник движутся одинаково, одновременно достигая поверхности Земли. По этому же принципу падения тел созданы современные абсолютные гравиметры, в которых в вакууме взлетают и падают уголковые отражатели, пересекая лазерный луч, что дает возможность точно определять время и положение. Точность определения современного абсолютного гравиметра 10-6 см/с2.
В честь Галилея была названа единица измерения ускорения свободного падения — 1 Гал = 1 см/с2. Производные единицы — миллиГал = 10-3 см/с2 и микроГал = 10-6 см/с2. 980 см/с2 = 980 Гал.

Второй способ измерения ускорения силы тяжести, ииспользованный Г. Галилеем, заключается в измерении периода колебаний маятника. Период колебаний Т равен: T = 2π√L/g, где L — длина маятника, g — ускорение свободного падения.

Маятниковые приборы и сейчас применяются для абсолютных измерений. Относительную величину ускорения свободного падения (силы тяжести) измеряют с помощью точных пружинных весов.

Изучение законов движения планет Солнечной системы Т. Браге, И. Кеплера и закона падения тел на Земле Г. Галилея привело И. Ньютона к открытию закона всемирного тяготения.

Закон всемирного тяготения. Закон всемирного тяготения И. Ньютона (1666 г.) гласит: две точечные массы m1 и m2, находящиеся на расстоянии r, притягиваются друг к другу с силой F, прямо пропорциональной произведению масс и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними:

F = G ⋅ m1 ⋅ m2/r2,

где G — гравитационная постоянная, экспериментально измеренная впервые Г. Кавэндишем (1791 г.), равная 6,673 ⋅ 10-11 м3/кг/с2 в системе единиц СИ. Точечными считаются массы тел, линейные размеры которых много меньше расстояния между ними: l<<r.

Согласно этому закону планеты движутся вокруг Солнца, Луна обращается вокруг Земли, движутся спутники вокруг других планет, вертятся вокруг друг друга двойные звезды, взаимодействуют между собой множества звезд в галактиках и галактики друг с другом, а на Земле — падают яблоки и другие предметы, текут реки, выпадают осадки, движутся ледники, оползни и снежные лавины.

Благодаря силе тяготения формируются все космические тела — звезды, планеты, галактики, скопления галактик.

Сила тяготения собрала межзвездное вещество и сжала его в нашу планету. Сжатие разогрело первичное вещество Земли, и оно превратилось в оболочки Земли — ядро и мантию, образовались минералы. Запас гравитационной энергии, перешедшей в тепло, до сих пор является источником активности Земли, генерируя ее магнитное поле, осуществляя гравитационную дифференциацию вещества и, стало быть, тектоническую активность.

Гравитационное воздействие Луны и Солнца приводит к возникновению приливов как в жидкой (океаны), так и в твердой оболочках Земли. Сила гравитационного притяжения удерживает атмосферу на Земле, не давая ей разлететься в космос. Величина силы тяжести на Земле определяет максимальную высоту гор и размеры животных.

Масса Земли. Г. Кавендиш был первым, кто оценил массу сферической Земли. Известно, что ускорение силы тяжести g на Земле равно примерно 9,8 м/сек2. Это ускорение создается силой притяжения любого тела Землей (R — радиус Земли, М — масса Земли, m* — масса любого тела):

m* ⋅ g = G ⋅ m* ⋅ M/R2,

откуда

g = G ⋅ M/R2.

Для Земли (шара) сила тяготения на ее поверхности равна силе, создаваемой точечной массой, равной ее массе и расположенной в ее центре.

Масса Земли равна:

M = g ⋅ R2/G.

Радиус Земли R равен 6378 км, получаем массу Земли: 5.97 ⋅ 1024 кг.

Зная массу Земли, нетрудно рассчитать среднюю плотность, разделив массу M на ее объем V = 4/3πR3 . Средняя плотность равна 5520 кг/м3. Плотность поверхностных пород можно измерить непосредственно, она равна примерно 2650 кг/м3. Это означает, что плотность вещества Земли увеличивается с глубиной.

Сила тяжести и вращение Земли. Сила тяжести в любой точке на поверхности Земли является результирующей двух сил — собственно ньютоновского тяготения и центробежной силы, возникающей при вращении Земли вокруг своей оси. Величина центробежного ускорения зависит от широты φ, поэтому ускорение силы тяжести на поверхности Земли так же зависит от широты:

g(φ) = gе (1 + α sin2φ + β sin22φ),

где gе = 9.780318 м/с — ускорение силы тяжести на экваторе, коэффициенты α = 5,278 ⋅ 10-3, β = 2,3462 ⋅ 10-5. Эта формула носит название формулы нормальной силы тяжести (принята МАГ в 1967 г.). Вычитая из измеренного в какой-либо точке Земли значения ускорения силы тяжести, рассчитанного для широты этой точки нормального значения силы тяжести, получают величину аномального гравитационного поля. Аномальное гравитационное поле обусловлено неоднородностью распределения масс в Земле.

Зависимость силы тяжести от широты экспериментально подтверждена в первой половине ХVIII в. исследованиями П. Буге в Гренландии, Южной Америке и Париже, а также Дж. Эвереста в Гималаях век спустя.

При точных измерениях вблизи высочайших гор на Земле (Aнды в Южной Америке и Гималаи в Азии) было установлено, что их гравитационное притяжение (уклонение отвеса) меньше, чем ожидалось исходя из их формы. Объяснение этого открытия привело к идее компенсации веса гор наличием корней. Это явление носит название изостазии.

Искусственные спутники и сила тяжести. Современные исследования Земли невозможно представить без наблюдений из космоса. Дистанционные методы изучения формы Земли, ее поверхностной топо­графии, силы тяжести, магнитного поля, поверхностной температуры, растительности производятся с помощью искусственных спутников Земли.

Измерения точных координат методом GPS, или, говоря другими словами, современные навигационные системы, основаны на одновременных вычислениях орбит многих одновременно летящих искусственных спутников (24 или 36), так чтобы в поле зрения было по крайней мере сразу три из них.

Уравнение движения спутника можно записать, зная закон всемирного тяготения и принимая, что траектория его движения — окружность:

Mω2r = GmM/r2,

где m — масса спутника, ω — угловая скорость движения спутника, r — радиус его орбиты. Или, поскольку линейная v и угловая w скорости движения связаны соотношением v = ωr ,

mv2/r = GmM/r2.

Отсюда

v = (GM/r)1/2,

где v — линейная скорость движения спутника, M — масса Земли, r — радиус орбиты спутника. Линейная скорость спутника на высоте примерно 100 км равна 7,9 км/с и не зависит от массы спутника. Эта скорость называется первой космической скоростью. С такой скоростью надо разогнать тело, чтобы оно стало искусственным спутником Земли. Энергия ракеты тратится на подъем спутника на высоту за пределы атмосферы и на разгон спутника до первой космической скорости. Далее ракета не нужна. При круговом движении спутника работа не совершается — сила тяготения перпендикулярна направлению смещения в любой точке орбиты.

Наблюдая за спутником оптическими или радиоастрономическими методами, удалось выявить малые отклонения траекторий спутников от круговых. Эти отклонения вызваны аномальным гравитационным полем Земли. Обрабатывая данные по измерениям множества траекторий спутников, можно построить карты аномального гравитационного поля Земли.

Интерпретация аномального гравитационного поля представляет собой классическую обратную задачу, не имеющую единственного решения.

Для определения локальных гравитационных аномалий проводится съемка по профилям или по площадям с равномерным шагом. На море съемки ведутся гравиметрами на судах. Измерения проводятся относительными гравиметрами, поскольку важны только относительные разности ускорения силы тяжести в различных точках съемки. Гравитационные аномалии обусловлены неоднородностями плотности горных пород и их геометрией (сферическая форма, горизонтальный, вертикальный или наклонный пласты и т. д.). Например, тело сферической формы радиусом r с избыточной плотностью δρ, центр которого расположен на глубине h (h <r), создает аномалию вертикальной составляющей ускорения силы тяжести (∆g), зависящую от расстояния x от проекции центра сферы на поверхность Земли:

Из этого уравнения для формы кривой аномалии ясно видно, что одному и тому же значению аномалии может соответствовать бесконечное количество значений δρ, r, h. Выбор одного из бесконечного множества решений требует дополнительных топографических, геологических, сейсмических, геомагнитных сведений.

Форма Земли. Еще два века назад при точных геодезических измерениях на Земле было установлено, что форма Земли не сфера, а эллипсоид вращения. Такую форму принимает вращающаяся жидкая сфера. Земля сплющена у полюсов и растянута у экватора. Полярный радиус короче экваториального радиуса на 21 км. Сплюснутость Земли равна 21/6381 ≈ 1/300. Поверхность покоящейся жидкости на Земле (или вообще в поле силы тяжести) является эквипотенциальной — поверхностью, равной потенциальной энергии. Если в какой-либо точке это условие нарушено, жидкость начнет перетекать, восстанавливая эквипотенциальную поверхность. Поэтому поверхность Мирового океана на Земле является эквипотенциальной поверхностью — поверхностью геоида. Поверхность геоида не совпадает с поверхностью эллипсоида. Отклонения называют высотами геоида.

С помощью спутников можно непосредственно измерять положение поверхности геоида методом радарной альтиметрии — измеряя время пробега лазерного луча от спутника до поверхности океана и обратно. Точность измерения положения геоида на океанах составляет 10 см. Поверхность геоида на континентах можно представить как уровень океана в прорытых каналах. Непосредственно измерить ее положение невозможно, поэтому ее рассчитывают на основе измеренного поля силы тяжести. На рис. 2.1 а показана карта высот геоида (данные 2000 г.). Минимальное значение высоты геоида (–113 м) отмечается у юго-восточной оконечности Индии, максимальное (+57 м) — в районе Исландии. Поверхность (форма) геоида не есть истинная форма Земли, а есть форма эквипотенциальной поверхности.

Измерения поля силы тяжести на Земле показали, что земная кора в целом изостатически уравновешена.

2.5. Магнитное поле Земли

Более 400 лет назад У. Гильберт высказал предположение, что Земля сама является магнитом, но механизм возникновения ее намагниченности до сих пор не вышел за рамки гипотезы.

Магнитное поле современной Земли характеризуется склонением D, наклонением I и напряженностью Н, измеряемой в теслах (рис. 2.13). Существуют карты линий равных величин магнитных склонений — изогон и линий равных магнитных наклонений — изоклин. На Северном магнитном полюсе наклонение равно +90° (на Южном соответственно –90°). В пределах магнитного экватора, не совпадающего с географическим, наклонение равно нулю. Современное магнитное поле Земли лучше всего описывается полем геоцентрического смещенного диполя с наклоном по отношению к оси вращения Земли 11,5°.

Рис. 2.13. Основные компоненты магнитного поля Земли.
М. П. — направление на магнитный полюс; Г. П. — направление на географический полюс.
А — вертикальная плоскость; В — поверхность Земли на ограниченном участке;
С — магнитная силовая линия. Составляющие полного вектора Т магнитного поля:
Н — горизонтальная; Z — вертикальная; I — магнитное наклонение; D — магнитное склонение

Напряженность современного магнитного поля составляет около 0,5 эрстед, или 0,1 а/м, и считается, что в геологическом прошлом величина напряженности могла колебаться, но максимум на порядок. Для сравнения укажем, что магнитная защелка в шкафу создает магнитное поле напряженностью 5–10 эрстед.

Геомагнитное поле Земли последние 2–3,5 млрд лет (а это больше половины ее геологической истории) принципиально не изменялось, как установлено палеомагнитными исследованиями. Еще в XV в. было обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Так называемые вековые вариации всех остальных элементов магнитного поля сейчас установлены достоверно, и регулярно составляются специальные карты изопор, т. е. линий равных годовых изменений какого-либо элемента магнитного поля.

Такие карты можно использовать только в определенный, не более 10 лет, интервал времени в связи с периодичностью вековых, особенно «быстрых» вариаций. Все магнитные материковые аномалии, например изогоны, медленно, со скоростью 22 км (0,2 % в год), смещаются в западном направлении. Западный дрейф обусловлен процессами, связанными с генерацией магнитного поля Земли. В 1999 г. вековой ход геомагнитного поля Земли нарушился, что, возможно, связано
с изменением движений в веществе внешней, жидкой части ядра.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля, и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли, изученное с помощью различных сейсмических волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли (6371 км) простирается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т. к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железоникелевого состава, как и силикатная мантия, состоит из твердого вещества. Наличие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникновения магнитного поля, основанных на принципе магнитного гидродинамо.

Что может происходить в жидком проводящем ядре Земли? Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру, чем верхняя, может возникнуть конвекция. Более легкая нагретая жидкость будет подниматься вверх, а более холодная и плотная жидкость — опускаться вниз. Конвекция обусловлена действием архимедовой силы.

Условие возникновения конвекции определяется числом Рэлея Ra:

Ra = (H3βgδT)/(νa),

где Н — толщина слоя жидкости (толщина внешнего ядра H = 1000 км), β — температурный коэффициент объемного расширения, g — ускорение силы тяжести, δТ — разность температур на верхней и нижней границах, ν — кинематическая вязкость ν = η/ρ, η — вязкость, ρ — плотность, а — температуропроводность жидкости. Если это безразмерное число меньше единицы или равно единице, конвекция не происходит. Если Rа > 1, конвекция существует.

Будет ли конвекция ламинарной или турбулентной, определяется числом Рейнольдса:

Re = H ⋅ V/ν,

где V — скорость. По порядку Re ~ Ra, так что число Рэлея в задачах конвекции играет роль числа Рейнольдса: если Ra >> 1, конвекция будет турбулентной.

Число Рэлея для жидкого ядра Земли оценивается как Rа = 109, что существенно превышает пороговое значение числа Рэлея для турбулентной конвекции Racr = 2772. Это дает основание полагать, что во внешнем ядре возможна турбулентная тепловая конвекция. Оценка числа Рэлея для верхней мантии дает значение Ra = 2 ⋅ 106, для нижней мантии Ra = 2 ⋅ 109, что дает основания предполагать существование конвекции.

Само по себе движение проводящей жидкости не приводит к появлению магнитного поля. Чтобы в движущейся проводящей жидкости возник ток, необходимо внешнее магнитное поле. Тогда при определенных конфигурациях движений и соотношениях скорости и потерь, выделяющихся в виде тепла, возможно самоподдерживающееся динамо.

Характерным временем этого процесса является время магнитной диффузии — время распада токовой системы за счет диффузии: td = 13 тыс. лет. Поэтому проблема динамо заключается в том, чтобы найти такие движения в жидком ядре Земли, которые непрерывно поддерживали бы магнитное поле. Можно сказать, что движения в ядре обусловлены необходимостью передачи тепла изнутри наружу, а магнитное поле есть побочный продукт, вызванный тем, что жидкость оказалась электропроводной. В качестве слабого начального магнитного поля, необходимого для начала генерации, может быть межпланетное магнитное поле Солнца, величина которого на расстоянии земной орбиты (1 АЕ) примерно 6 нТл (6 гамм).

Если бы Земля не вращалась достаточно быстро вокруг своей оси, в силу симметрии движений магнитное поле не возникло бы. Быстрое вращение Земли вокруг своей оси приводит к возникновению кориолисовой силы:

Fc = 2 ⋅ ρ ⋅ vxΩ.

Можно уверенно полагать, что магнитное поле всегда было дипольным, в среднем ось диполя всегда была близка к оси вращения Земли и напряженность поля существенно не менялась на протяжении геологической истории после формирования ядра. Скорость вращения Земли существенно не менялась за последний миллиард лет и равна 10–51/с.

Модель однодискового динамо, генерирующего магнитное поле, имеет весьма существенный недостаток. Магнитное поле этого типа не способно к обращению, т. е. к изменению знака полярности, которое играет важнейшую роль в природе. Однако если в модели взаимодействуют два дисковых динамо, как предположил Т. Рикитаки в 1958 г., то эта проблема снимается. Два диска динамо соединены так, что ток от каждого диска проходит через катушку другого. Эти диски имитируют два больших конвективных вихря во внешнем ядре Земли. Математическое моделирование показало, что в большой области значений параметров существуют странные аттракторы, т. е. полярность магнитного поля при некоторых начальных данных меняется периодически или хаотически. Анализ натуральных данных приводит к предположению, что хаотическая инверсия происходила сразу после фанерозы, т. е. последние 600 млн лет.

Движение вещества в жидком внешнем ядре описывается уравнениями магнитной гидродинамики, как и уравнения, описывающие взаимодействия дисковых динамо. На сегодняшний день гипотеза возникновения геомагнитного поля за счет движений проводящего жидкого вещества внешнего ядра и вращения Земли является наиболее разработанной и, что особенно важно, допускает возможность инверсий (обращения) знака магнитного поля. В настоящее время также считается, что основным механизмом возбуждения геомагнитного динамо является прецессия земной оси. Однако должна существовать и конвекция во внешнем ядре, а тепло, поддерживающее конвекцию, связано не с радиоактивным распадом во внутреннем ядре, а с эффектом вращения Земли.

Поскольку магнитное поле Земли аппроксимируется центральным диполем по отношению к оси данного диполя, то это позволяет по магнитному склонению D и магнитному наклонению I, измеренным в любой точке поверхности земного шара, определить географические координаты, т. е. широту и долготу положения геомагнитного полюса.

Магнитосферой называется внешнее магнитное поле Земли, распространяемое в космическом пространстве более чем на 20 земных диаметров и надежно защищающее планету от космических частиц и ионизированной плазмы — солнечного ветра. Магнитосфера временами подвергается резко усиливающемуся воздействию солнечного ветра, в результате чего возникают магнитные бури — нерегулярные спорадические возмущения магнитосферы, связанные с тем, что возрастает плотность (обусловленная вспышками на Солнце) солнечного ветра, пробивающего магнитосферу, и тогда начинаются быстрые, порой хаотические колебания всех компонентов магнитного поля. В среднем
в месяц возникают 1–2 магнитные бури, но в марте и особенно в сентябре их бывает по 5–8. 2003 г. был годом максимальной солнечной активности в 11-летнем цикле, поэтому и магнитных бурь было намного больше обычного. В начале сентября 2005 г. грандиозные солнечные пятна породили на Земле сильнейшую магнитную бурю.

Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в них минеральных зерен с различными магнитными характеристиками. Все вещества по магнитной восприимчивости подразделяются на: 1) диамагнитные; 2) парамагнитные и 3) ферромагнитные. Первые характеризуются тем, что их атомы не имеют постоянных магнитных моментов и общий магнитный момент атома диамагнетика равен нулю. Атомы вторых уже обладают собственными магнитными моментами, а ферромагнетики характеризуются упорядоченным (параллельным) расположением магнитных моментов в атомах и высокой самостоятельной намагниченностью. Для ферромагнетиков существует уровень температуры, так называемая точка Кюри, выше которой упорядочение магнитных моментов не сохраняется, поэтому лавы вулканов обретают намагниченность только после их остывания ниже точки Кюри. Ферромагнетики в горных породах являются носителями магнитных свойств. Учитывая, что зерна ферромагнитных минералов составляют в горных породах незначительный процент, намагниченность последних очень слабая.

Палеомагнитология. Палеомагнитология — область геофизики, изучающая древнее магнитное поле Земли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление которой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна его напряженности.

Палеомагнетизм как явление представляет собой природную записывающую систему, подобную обычному магнитофону:

1) записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зависимости от времени;

2) магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) служат магнитные минералы, рассеянные в горных породах, совокупность которых составляет геологическую летопись;

3) фиксирование намагниченности происходит с помощью некоторых геологических процессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);

4) сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни породы не происходило вторичного нагрева или переотложения, химических изменений магнитного носителя записи и т. д.;

5) воспроизведение записи производится путем отбора коллекций образцов и измерений остаточной намагниченности в лабораториях с последующей статистической обработкой результатов для выделения полезного сигнала на фоне случайного шума;

6) полезный сигнал представляет собой направление (и величину) магнитного поля в некоторый фиксированный момент в геологическом прошлом во множестве географических точек.

В палеомагнитологии разработаны методы отбора коллекций образцов, создан комплекс аппаратуры для измерения различных магнитных характеристик и параметров, применяется математический аппарат обработки данных, включающий статистические методы, сформированы базы палеомагнитных данных.

Любая горная порода, осадочная в момент своего образования или магматическая после остывания ниже точки Кюри, приобретает намагниченность, по направлению и величине соответствующую магнитному полю данного конкретного отрезка времени. По существу, точка Кюри представляет практическое значение управляющего параметра (температуры), т. е. точки бифуркации, с качественной перестройкой магнитного состояния системы. Если это осадочная порода, то магнитные частицы, оседая на дно озера, моря или океана, будут ориентироваться в направлении силовых линий магнитного поля, существующего в это время и в этом месте. Магматические горные породы, лавовые потоки, интрузивные массивы, застывающие либо на поверхности Земли, либо в земной коре на глубине в несколько километров, приобретут намагниченность после достижения точки Кюри, разной для различных пород. Направление приобретенной намагниченности совпадает с направлением вектора напряженности магнитного поля данного времени в данной точке. В случае с осадочными породами приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае с изверженными — термоостаточной.

Не вдаваясь в довольно сложные характеристики видов намагниченности горных пород и факторов, ее определяющих, подчеркнем роль естественной остаточной намагниченности. Существует вид намагниченности, который, будучи однажды приобретенным породой, при благоприятных условиях сохраняется длительное время. Если мы вырежем из горной породы ориентированный в пространстве образец и проведем его специальную обработку, то можно измерить остаточную намагниченность этой горной породы и, следовательно, установить направление силовых магнитных линий той эпохи, в которой данная порода сформировалась, и, как следствие, вычислить положение магнитного полюса. Проводя замеры следов прошлого геомагнитного поля в массовом порядке в горных породах различного возраста на разных континентах и при бурении глубоководных скважин в океанах, мы получаем возможность выявить историю магнитного поля Земли.
В этом заключается суть палеомагнитологии.

Инверсии магнитного поля — это смена знака осесимметричного диполя (рис. 2.14). Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный момент. Обращение полярности геомагнитного поля — важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую отрасль науки — магнитостратиграфию, изучающую расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной намагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов оказывается весьма действенный метод сопоставления отложений и событий. Следует сказать, что причина геомагнитных инверсий пока еще не вышла за рамки гипотез, что не мешает геологам широко использовать эту особенность геомагнитного поля для корреляции отложений.

Рис. 2.14. Силовые линии дипольного магнитного поля Земли.
Слева — нормальная полярность, справа — обратная

Магнитостратиграфическая шкала является по существу глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. В настоящее время проведены сотни тысяч, если не больше, определений прямой и обратной полярности в образцах горных пород различного возраста, датированных как с помощью изотопных радиологических методов, т. е. с получением абсолютного возраста породы, так и с помощью методов относительной геохронологии, т. е. палеонтологических методов.

Первая такая шкала была создана для последних 3,5 млн лет в 1963 г. А. Коксом, Р. Доллом и Г. Далримплом. В пределах этого интервала они установили две зоны прямой полярности (как современное поле) и одну зоны обращенной. С тех пор составлено много магнитостратиграфических шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличивается, а само расчленение становится все более дробным (рис. 2.15).

Рис. 2.15. Пример геохронологической шкалы палеомагнитных инверсий.
Намагниченность: 1 — прямая, 2 — обратная.
(по Д. Кенту и Ф. Градштейну с добавлениями А. Шрейдера)

Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности получили название геомагнитных эпох, и части из них присвоены имена выдающихся геомагнитологов Брюнесса, Матуямы, Гаусса и Гильберта. В пределах эпох выделяются меньшие по длительности интервалы той или иной полярности, называемые геомагнитными эпизодами. Наиболее эффектно выявление интервалов прямой и обратной полярности геомагнитного поля было проведено для молодых в геологическом смысле лавовых потоков в Исландии, Эфиопии и других местах. Недостаток этих исследований заключается в том, что излияние лав было прерывистым процессом, поэтому вполне возможен пропуск какого-либо магнитного эпизода.

Совсем другое дело, когда измеряются магнитные свойства горных пород осадочной толщи в океанах при бурении глубоководных скважин, что осуществлялось, например, начиная с 1968 г. на специальном буровом судне «Гломар Челенджер», а позднее на судне «Джойдес Резолюшн». За это время пробурено уже свыше тысячи скважин в разных океанах, и некоторые из них углубились в породы морского дна на 1,5 км.

Самое главное преимущество изучения магнитных свойств керна скважин (столбика высверленных пород) заключается в непрерывности стратиграфического разреза, когда нет пропуска в слоях и мы уверены в полноте геологической летописи. Анализ магнитных свойств образцов из пород океанского дна позволил составить детальную шкалу инверсий поля вплоть до поздней эпохи юрского периода включительно, т. е. интервала времени 170 млн лет, что дало возможность реконструировать магнитное поле Земли за это время (рис. 2.16).

Рис. 2.16. Схематические рисунки, показывающие приобретение
осадочными породами остаточной намагниченности и определение
ее в керне буровой скважины

До рубежа 570 млн лет, т. е. для всего фанерозоя, такая шкала тоже создана, но она хуже по качеству. Есть шкала и для рифея — венда (1,7–0,57 млрд лет), однако она еще менее удовлетворительна. Остаточная намагниченность обнаруживается даже у архейских пород с возрастом 3,4 млрд лет. Распределение геомагнитных инверсий во времени характеризуется довольно сложной ритмичностью, состоящей как из длительных, так и
кратких интервалов обращения знака поля.

Основными результатами палеомагнитных исследований являются следующие:

1) магнитное поле Земли существует по крайней мере 3 млрд лет, и его характеристики всегда были близки к современным. Скорее всего, магнитное поле имело дипольный характер;

2) в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меняло свою полярность, последний раз это произошло около 730 тыс. лет тому назад; смена полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10–50 тыс. лет; построена глобальная шкала инверсий на интервал 0–165 млн лет; построены региональные магнитостратиграфические шкалы инверсий;

3) установлено, что аномальное магнитное поле Земли в основном обусловлено намагниченными горными породами;

4) координаты палеомагнитных полюсов, определенные по различным тектоническим блокам для одного и того же момента времени в геологическом прошлом, оказались различными, что свидетельствует об относительных перемещениях блоков;

5) на основании количественных данных о положении древних магнитных полюсов построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;

6) остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд лет приобреталась в магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в тысячи раз слабее земного;

7) открыты магнитные поля планет: слабые — у Меркурия и Марса, сильные — у Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Перечисленные результаты имеют огромное значение не только для понимания происхождения магнитного поля Земли и его изменений во времени, но и для изучения стратиграфии и тектоники, для навигации, разведки полезных ископаемых, построения моделей эволюции Земли и планет изучения их внутреннего строения и т. д.

Палеомагнитология тесно связана с другими областями наук — с физикой (физика твердого тела, физика магнитных явлений, кристаллофизика, магнитная гидродинамика и т. д.), химией (химия ферритов, изучение процессов окисления), геофизикой (внутреннее строение Земли и планет) и, конечно, с другими разделами геологии (кристаллография, петрография, литология, стратиграфия, тектоника).

2.6. Тепловое поле Земли

Температура поверхностной части земной коры почти полностью за­висит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания темпе­ратуры не проникают глубже нескольких десятков — сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля — это огромная тепловая машина, работа ко­торой продолжается более 4 млрд лет, но теплопроводность Земли крайне мала. Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору, может еще даже не достигнуть земной поверхности. Каждый год планета выделяет в космическое пространство примерно 1021 Дж тепла, а за 1 сек. Солнце излучает во много раз больше — примерно 5,5 ⋅ 1024 Дж в год, или 340 Вт/м2. Не вся солнечная энергия достигает поверхности Земли, и треть ее рассе­ивается за счет отражения атмосферой.

Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т. е. потока тепла, возникающего за счет соударения молекул вещества, поступаю­щего из недр Земли, в среднем равно 59 мВт/м2, или 1,41 ЕТП, где ЕТП (единица теплового потока) = 1 ⋅ 10–4 кал/см2/с, а полный вынос глубинного тепла равен 3,1 ⋅ 1013 Вт, или 1 ⋅ 1028 эрг/год, по данным Д. Чапмена и Х. Полла­ка, полученным в 1976 г.

Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс гравитационнной (плотностной) дифференци­ации, благодаря которому Земля оказалась разделенной на несколько обо­лочек; 2) распад радиоактивных элементов; 3) приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь.

Разогрев Земли на ранних стадиях ее формирования осуществлялся за счет выделения тепла при соударениях планетезималей в период аккре­ции и за счет ударов метеоритов в период с 4,2 до 3,9 млрд лет, когда Земля подвергалась сильнейшей метеоритной бомбардировке. Собственно стадия аккреции заняла очень небольшое время — 104–108 лет, тог­да как метеоритная бомбардировка длилась гораздо дольше, примерно 300 млн лет или более. Нагрев в пери­од аккреции составил, по ориентировочным оценкам, 2,5 ⋅ 1038 эрг, а выделив­шегося тепла при метеоритной бомбардировке оказалось достаточно для частичного плавления верхней оболочки ранней Земли. По расчетам В. С. Сафронова, в конце протопланетного периода температура мантии достигала на глубине 500 км +1500 °С. Следовательно, упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как ее называют, стадии разви­тия планеты, т. е. до рубежа примерно 3,9 млрд лет.

Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наи­более существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы планеты, как наиболее плотной части Земли. Значение выделившейся энергии при этом процессе оценивается различными авторами в 1,45–4,60 ⋅ 1031 Дж, и зна­чительная часть этой энергии выделилась за период 2–3 ⋅ 109 лет, т. е. на начальных этапах формирования Земли. Источник тепла, связанный с гравитационной или плотностной дифференциацией ве­щества внутри Земли, функционирует и сейчас, однако трудно оценить его вклад в общий энергетический баланс. Тем не менее большинство исследовате­лей склоняется к предположению, что количество тепла от этого источника превышает тепло, выделившееся в процессе распада радиоактивных элементов.

Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий теп­ловой поток, — это твердые приливы, связанные главным образом с влия­нием на Землю ее спутника — Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по поверхности Земли, и при этом ки­нетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть значительным.

Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу, выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что теп­ло, связанное с этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых ранних этапах жизни планеты, в первые 200 млн лет, распались и исчезли короткоживущие изотопы — 26Al, 36Cl, 40Be, 80Fe, 231Np, период полураспада которых составляет 106–107 лет.

В дальнейшем уменьшилось и содержание долгоживущих изотопов — 87Rb, 115In, 148Sm, 235U, 238U, 232Th, 40K. В настоящее время свой вклад в тепловой режим Земли дают изотопы U, Th и К. В ядре планеты радиоактивные элементы, по-видимому, отсутствуют, и большая их часть сосредоточена в земной ко­ре и мантии. Существуют расчеты генерации тепла, связанного с распа­дом радиоактивных элементов.

Последние данные, приведенные профессором А. А. Ярошевским, вы­глядят следующим образом. Распространенность радиоактивных элементов в «примитивной ман­тии», т. е. в современной мантии и земной коре происходит по первой «хондритовой» модели: К — 558 ⋅ 10–4 %; Th — 0,0294 ⋅ 10–4 %; U — 0,0081 ⋅ 10–4 %. Хондриты — это наиболее распространенные каменные метео­риты, содержащие хондры — сфероидальные силикатные включения размером от долей миллиметров до нескольких миллиметров, погруженные в мелкозернистую матрицу. По 2-й модели, учитывающей обогащение Земли по сравнению с хондритами, труднолетучими элементами К — 127 ⋅ 10–4 %; Th — 0,08 ⋅ 10–4 %; U — 0,0222 ⋅ 10–4 %. При этом мас­су «мантия плюс кора» оценивают в 4034 ⋅ 1024 г, а массу верхней части континентальной коры, т. е. ее гранитно-метаморфического слоя, — в 8,12 ⋅ 1024 г. Распространенность радиоактивных элементов в верхней части кон­тинентальной земной коры хорошо известна (по работам А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского): К — 2,4 %; Th—12 ⋅ 10–24 %; U — 3 ⋅ 10–4 %.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмот­ренных источников не оставалась постоянной и изменялась во времени. Земля, как тепловая машина, будет работать еще сотни миллионов лет, и ей не грозит «тепловая смерть» даже в отдаленном будущем, т. к. величина суммарных теплопотерь Земли намного ниже, чем общая теплогенерация за всю ее историю.

Глубинное тепловое поле. Неглубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания темпе­ратуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермичес­кого градиента. Ввиду того что увеличение температуры на таком расс­тоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический гра­диент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту, является геотермическая ступень, т. е. глубина, при погруже­нии на которую температура увеличивается на 1 °С.

Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород, так и с количеством тепла, кото­рое поступает из недр Земли. Тепловой поток оценивается количеством тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 м2 за 1 с. Величина теплового потока выражается формулой:

Q = k ⋅ G,

где k — теплопроводность, а G — геотермический градиент, и измеряется в мВт/м2.

Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100 лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01 °С. Однако представление о температуре в недрах земного шара до сих пор является областью догадок и в значительной мере зависит от принимаемой для расчетов модели Земли.

Распределение теплового потока на Земле. В настоящее время проведены тысячи измерений теплового потока (ТП) как на континен­тах, так и в океанах, причем в последних они начались только в 1950 г. Это позволило охарактеризовать ТП практически всех известных геологи­ческих структур. Важно подчеркнуть, что в среднем значения ТП на суше и в пределах океанского дна весьма близки и составляют 52–50 мВт/м2 (рис. 2.17).

Рис. 2.17. Оценки температур внутри Земли разными авторами (по Б. Гутенбергу, 1963).
Все кривые содержат неопределенные предположения. 1 — Аффен (по Гутенбергу, 1956);
2 — Симон (по Гутенбергу, 1954); 3 — Галвари (по Дю Буа, 1957);
4 — Гутенберг (1951); 5 — Джеффирис (1952); 6 — Джекобс (1956);
7 — Ферхуген (1958); 8 — Гилварри (1957); 9 — Любимова (1958)

Это сходство тем более удивительно, что геологичес­кое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океа­нах отсутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верх­ний гранитно-метаморфический слой земной коры. Следовательно, примерно равный общий ТП должен уравновешиваться под океанами какими-то другими источниками тепла, в частности неглубоким залеганием астеносферы. Близкие значения среднего ТП в океанах и на кон­тинентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские платформы. Так, на Африканской платформе в области выходов древних архейских (с возрастом более 2,6 млрд лет) и нижнепротерозойских пород (1,6–2,6 млрд лет) ТП не превышает 35–55 мВт/м2. Восточно-Европейская платформа такая же древняя, имеет среднее значение ТП 46 мВт/м2, а Балтийский и Украинс­кий щиты — 36 мВт/м2. В Кольской сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите недалеко от Мурманска, с глубиной отмечается лишь незначительное увеличение ТП с 36–40 мВт/м2 в интервале глубин от 0 до 7 км и до 48–52 мВт/м2 на глубинах от –7 до –12 км.

Более высокими значениями ТП до 80–90 мВт/м2 отличаются эпипалеозойские молодые плиты — Западно-Сибирская, Скифская, Туранская и др. На этом фоне резкими контрастными и повышенными аномалиями ТП выделяются континентальные рифты типа Байкальского, Восточно-Африканс­ких, Рейнского, Шаньси в Китае и др. Так, в Байкальском рифте максимальный тепловой поток составляет 165 мВт/м2. Все это моло­дые, активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии.

Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско-Среди­земноморс­ком складчатом поясе, сформировавшемся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько миллионов лет тому назад, в результате столкно­вения крупных Евразиатской и Африкано-Аравийской литосферных плит. Тир­ренское, Альборанское, Эгейское моря отличаются особо высоким ТП, до 400–515 мВт/м2. Повышеным ТП, до 80–120 мВт/м2, характеризуются отмечен­ные выше Альпийские горные цепи и особенно районы молодого и современ­ного вулканизма в Липарской и Кикладской островных дугах, в Западной Анатолии, Армении и др. В то же время впадины Черного, Левантинского, Иониче­ского морей с рыхлыми неконсолиди­рованными осадками мощностью до 15 км имеют невысокие значения ТП, не превышающие 20–30 мВт/м2 (рис. 2.18).

Рис. 2.18. Схема теплового потока Кавказа (по В. Чермаку и Е. Харгиту):
1 — изолинии теплового потока в мВт-2; 2–5 — разные величины
теплового потока

Таким образом, на континентах выявляется отчетливая закономер­ность: чем моложе геологическая структура, тем выше средний ТП.

В океанах количество измерений ТП превышает 4500, причем благодаря скважинам глубоководного бурения ТП определя­ется не только в осадках — идеальном месте для измерений, но и в ко­ренных породах второго базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котловины ха­рактеризуются однородным ТП 35–56 мВт/м2, но даже на этом фоне оке­анское дно с относительно более древним возрастом коры имеет и нес­колько пониженный ТП. Иными словами, закономерность такая же, как и на континентах (рис. 2.19).

Рис. 2.19. Геотермический градиент в различных геологических регионах

Однако срединно-океанские хребты с рифтовыми долинами и островами типа Исландии имеют аномально высокие значения ТП — 400–600 мВт/м2, достигающие местами «ураганных» значений до 1500 мВт/м2, как, например, в Калифорнийском или Красноморском рифтах. Центральная часть Исландии обладает ТП от 140 мВт/м2 до 430 мВт/м2. Именно в таких зонах и осуществляется энергичный вынос тепла путем разгрузки гидротерм и извержения вулканов, причины возникновения которых заклю­чаются в образовании магматических очагов в верхней мантии на глубинах до 150 км.

Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками так называемых мантийных плюмов, или горячих точек, примером которых могут быть Гавайские остро­ва с активными вулканами. И горячие точки, и срединные океанические хреб­ты с рифтами — это места современной высокой тепловой активности. Именно здесь происходят наиболее значительные теплопотери.

2.7. Вещественный состав земной коры

2.7.1. Минералы

Все вещество земной коры и мантии Земли состоит из минералов, которые разнообразны по форме, строению, составу, распространенности и свойствам. Все горные породы состоят из минералов или продуктов их разрушения.

Самое древнее описание минералов относится к 500 г. до н. э., когда в китайском манускрипте Сан Хейдина «Древние сказания о горах и людях», было рассказано о 17 минералах. Само слово минерал происходит от латинского минера, что означает кусок руды.

Минералами называются твердые продукты, образовавшиеся в результате природных физико-химических реакций, происходящих в литосфере, обладающие определенным химическим составом, кристаллической структурой, имеющие поверхности раздела.

Каждый минерал имеет поверхность раздела с соседними минералами в виде граней кристаллов или межзерновых границ произвольной формы. Совокупность минералов, обладающих одинаковой структурой и близким химическим составом, образует минеральный вид. Например, кристаллы и зерна, имеющие состав SiO2 и одинаковую структуру, могут иметь разный цвет, размер, форму выделения и т. д., но в целом они относятся к одному и тому же минеральному виду — кварцу. Минералы одинакового состава, но с разной структурой относятся к разным минеральным видам, например графит и алмаз имеют один состав — углерод, но совершенно различные свойства (рис. 2.20).

Рис. 2.20. Кристаллические решетки алмаза (слева) и графита (справа) (А).
Форма решеток определяет свойства минералов.
Ионы хлора и натрия в кристалле каменной соли (Б)

В настоящее время выделено более 3 тыс. минеральных видов и почти столько же их разновидностей. Распространенность минералов в земной коре определяется распространенностью химических элементов (табл. 4). По данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1976), наиболее распространены в земной коре восемь химических элементов в весовых процентах, составляющих в сумме 98 % (см. табл. 4).

Таблица 4. Наиболее распространенные в земной коре (98 %)
химические элементы

На долю Ti, C, H, Mn, S и других элементов приходится менее 2 %. К числу редких элементов относятся Cu, Pb, B, Ag, As, однако, будучи мало распространенными, они способны образовать крупные месторождения. Некоторые элементы, например Rb, не образуют собственных минералов, а существуют в природе только в виде примесей (табл. 5).

Таблица 5. Некоторые наиболее распространенные
химические элементы, ионы и группы в минералах

Минерал в виде кристалла — это твердое вещество, в котором атомы или молекулы расположены в строго заданном геометрическом порядке. Элементарной ячейкой называется самая маленькая часть кристалла, которая повторяется многократно в 3-мерном пространстве. Формы природных кристаллов-минералов чрезвычайно разнообразны. Варианты размещения атомов и молекул в кристаллах впервые были описаны более 100 лет назад в России Е. С. Федоровым и в Германии А. Шенфлисом, создавшими теорию 230 пространственных групп симметрии. Все известные группы кристаллографической симметрии подразделяются на семь систем, или сингоний (в порядке понижения симметрии): 1) кубическая (элементарная ячейка — куб); 2) гексагональная (шестигранная призма); 3) тригональная (ромбоэдр); 4) тетрагональная (тетрагональная призма); 5) ромбическая (прямоугольный параллелепипед); 6) моноклинная (параллелепипед с одним углом между гранями, отличающимся от прямого); 7) триклинная (косоугольный параллелепипед).

Все минералы обладают кристаллической структурой — упорядоченным расположением атомов, что называется кристаллической решеткой (см. рис. 2.20 и рис. 2.21). Атомы или ионы удерживаются в узлах кристаллической решетки силами различных типов химических связей: 1) ионной; 2) ковалентной; 3) металлической; 4) ван-дер-ваальсовой (остаточной); 5) водородной. Бывает, что минерал обладает несколькими типами связи. Тогда образуются компактные группы атомов, между которыми осуществляется более сильная связь. Например, группы [SiO4]-4 в структуре силикатов, [СО3]-2 в карбонатах. Химические элементы в одном и том же сочетании могут кристаллизоваться в различные структуры и образовывать разные минералы. Это явление называется полиморфизмом. Например, модификации С (алмаз, графит); калиевого полевого шпата (ортоклаз, микроклин); а также FeS2 (пирит, марказит); СаСО3 (кальцит, арагонит); кварца и др. Кристаллы минералов бывают анизотропными (неравносвойственными), т. е. со свойствами, одинаковыми в параллельных направлениях и различными — в непараллельных.

Рис. 2.21. Строение кремнекислородного тетраэдра:
а — единичный; б — соединенные в цепочку

Изотропными (равносвойственными) называются вещества, например, аморфные, в которых все физические свойства одинаковы по всем направлениям.

Одним из факторов, определяющих разнообразный состав минералов, является изоморфизм, способность одних элементов замещать другие в структуре минералов без изменения самой структуры. Замещение может быть изовалентным, если элементы одинаковой валентности замещают друг друга — Mg+2 ↔ Fe+2; Mn+2 ↔ Fe+2, или гетеровалентным, когда замещающие ионы имеют различную валентность.

Важную роль в составе минералов играют вода и гидроксильные группы, в зависимости от положения которых в кристаллической структуре различают воду: 1) конституционную; 2) кристаллизационную и 3) адсорбционную. Первая связана со структурой минералов теснее всего и входит в состав многих силикатов, окислов и кислородных солей в виде ОН–. Вторая — занимает крупные полости в структуре алюмосиликатов и при нагревании постепенно отделяется от структуры. Третий тип воды отделяется от минералов при нагревании до 110 °С и является самой распространенной разновидностью.

Минералы чаще всего образуют срастания или агрегаты, в каждом из которых отдельные минералы характеризуются внешним обликом — размером и формой выделения. Если минерал хорошо огранен, он называется идиоморфным, а если обладает неправильными очертаниями, — ксеноморфным.

По своему происхождению минералы подразделяются на эндогенные, связанные с земной корой и мантией, и экзогенные, образующиеся на поверхности земной коры.

Современная систематика минералов. Хотя минералов известно более 3 тыс., не более чем 50 из них являются главными породообразующими, имеющими наибольшее распространение в земной коре. Остальные минералы присутствуют лишь в виде примесей и называются акцессорными. Среди минералов на основе структурных и химических признаков выделяется несколько основных классов (по А. А. Ульянову, 2000).

1. Самородные элементы и интерметаллические соединения. В настоящее время известно около 30 элементов в самородном состоянии, подразделяющихся на металлы (золото, платина, серебро, медь); полуметаллы (мышьяк, сурьма); неметаллы (сера, графит, алмаз).

2. Сульфиды и их аналоги. Шире всего развиты сернистые соединения — сульфиды, образующиеся из гидротермальных растворов: пирит FeS2; халькопирит CuFeS2; галенит PbS; сфалерит ZnS; вюрцит ZnS (рис. 2.22).

3. Галогениды представлены более чем 100 минералами — солями галогеноводородных кислот: HF, HCl, HВr, HI. Шире всего распространены хлориды Na, K и Mg: галит NaCl; сильвин KCl; карналит MgCl2⋅ KCl ⋅ 6H2O; фториды Ca, Na и Al, например флюорит CaF2.

Рис. 2.22. Кристаллические решетки:
а — вюрцита (ZnS) и б — перовскита (СаТiО3)

4. Оксиды и гидрооксиды широко распространены и насчитывают около 200 минералов оксидов и гидрооксидов металлов и реже — полуметаллов, составляющих по массе 5 % литосферы. Особенно развит свободный кремнезем SiO2 — кварц и его многочисленные разновидности, опал SiO2 ⋅ nН2О и др., всегда тесно связанные с силикатами.
В глубоких частях земной коры образуются оксиды Fe, Ti, Ta, Nb, Nb, Al, Cr, Sn, U и др.

В класс оксидов попадают важные рудные минералы: гематит Fe2O3, магнетит Fe2+Fe23+O4, пиролюзит MnO2, касситерит SnO2, рутил TiO2, хромит FeCr2O4, ильменит FeTiO3, уранинит UO2, а из гидрооксидов — брусит Mg (OH)2, гетит HFеO2, гидрогетит HFeO2 ⋅ nH2O, гиббсит Al (OH)3.

5. Карбонаты. Содержание минералов класса карбонатов составляет в земной коре 1,5 % по массе. Важное значение в структуре карбонатов имеют анионные группы [СО3]-2, изолированные друг от друга катионами. К карбонатам относятся: кальцит СаСО3, доломит CaMg (CO3)2, сидерит FeCO3, магнезит MgCO3. Карбонат меди представлен малахитом Cu2 (CO3) (OH)2; карбонат натрия — содой Na2 [ CO3] ⋅ 10H2O. Ионы — хромофоры (красители) — окрашивают карбонаты Cu в зеленые и синие цвета, U — в желтые, Fe — в коричневые, а другие карбонаты бесцветные. Некоторые карбонаты имеют органогенное происхождение, другие связаны с гидротермальными растворами, третьи — с минеральными источниками.

6. Сульфаты, хроматы, молибдаты и вольфраматы.

Сульфаты — это соли серной кислоты (H2SO4), входящие в состав 300 минералов и составляющие 0,1 % по весу в земной коре. Главную роль в структуре сульфатов играет крупный анион [SO4]2-. Среди сульфатов шире всего распространены гипс CaSO4 ⋅ 2H2O, ангидрит CaSO4, барит BaSO4, мирабилит Na2SO4 ⋅ 10H2O, целестин SrSO4, алунит (K, Na) Аl3[SO4]2(OH)6.

Хроматы представляют собой соли ортохромовой кислоты (H2CrO4) и встречаются очень редко, например в крокоите PbCrO4.

Молибдаты — это соли молибденовой кислоты (H2MoO4), образующиеся на поверхности, в зонах окисления рудных месторождений, — вульфенит PbMoO4.

Вольфраматы — соли соответственно вольфрамовой кислоты (H2WO4), и к промышленно важным минералам относятся вольфрамит (F, Mn) WO4 и шеелит CaWO4.

7. Фосфаты, арсенаты и ванадаты. Все эти минералы принадлежат к солям ортофосфорной (H3PO4), мышьяковой (H3AsO3) и ванадиевой (H3VO3) кислот. Хотя их распространенность в литосфере невелика — 0,7 % по массе, всего этих минеральных видов насчитывается более 450. Наиболее характерным и устойчивым минералом фосфатов является апатит Ca5[PO4]3 (Fe, Cl, OH), а также монацит Ce[PO4]. К ванадатам относятся урановые слюдки, например тюямунит Ca(UO2)2[VO4]2 ⋅ 8H2O, а к арсенатам — редкий минерал миметезит Pb5[AsO4]3Cl. В большинстве случаев все эти минералы образуются в близповерхностных условиях вследствие разложения органических остатков (фосфаты), окисления мышьяковых соединений (арсенаты) и рассеянного в осадочных породах ванадия (ванадаты). Только апатит связан с магматическими и метаморфическими породами.

8. Силикаты. Класс силикатов содержит наиболее распространенные породообразующие минералы, из которых состоит 90 % литосферы. Самым важным элементом класса силикатов является четырехвалентный кремний, находящийся в окружении четырех атомов кислорода, расположенных в вершинах тетраэдра. Эти кремнекислородные тетраэдры (КТ) [SiO4]4- представляют собой те элементарные структуры, из которых построены все силикаты. КТ имеет четыре свободные валентные связи. Именно за их счет и происходит присоединение ионов Al, Fe, Mg, K, Ca, Na и др. КТ способны группироваться друг с другом, образуя сложные кремнекислородные кластеры (табл. 6 и рис. 2.23).

Таблица 6. Силикатные минералы

Рис. 2.23. Структуры кремнекислородных тетраэдров,
образующих различные силикаты

Островные силикаты содержат в себе изолированные КТ [SiO4]4- с присоединенными к ним различными ионами. Типичными силикатами являются оливины (Mg, Fe)2 [SiO4], гранаты (Mg, Fe, Cа, Mn)3(Аl, Fe, Cr)2 [SiO4]3.

В цепочечных силикатах КТ соединяются в непрерывные цепочки. Наиболее типичными минералами этой группы являются пироксены, как ромбические — гиперстен (Mg,Fe)2[ Si2O6], так и моноклинные — авгит (Ca, Na)(Mg, Fe2+, Al, Fe3+)[(Si, Al)2O6], диопсид Ca, Mg [Si2O6].

Если цепочки соединяются друг с другом, то образуются ленточные силикаты, представителем которых является широко распространенная роговая обманка (Ca, Na)2 (Mg, Fe2+)4 (Al, Fe3+) (OH)2 [ (Al, Si)4O11]2.

Слоистые, или листовые, силикаты характеризуются структурой, в которой КТ соединены друг с другом в виде сплошного, непрерывного листа. К листовым силикатам относятся слюды: мусковит KАl2(OH)2[AlSi3O10], биотит K(Mg, Fe)3(OH, F)2[AlSi3O10], серицит. Слюды очень широко распространены в горных породах всех типов.

К листовым силикатам также относятся тальк Mg3(OH)2[Si4O10], серпентин Mg6(OH)8[Si4O10] и хлорит. Эти минералы образуются в результате метаморфических процессов.

Важную группу листовых силикатов представляют весьма распространенные глинистые минералы, образующиеся при выветривании различных горных, но особенно магматических и метаморфических пород. В эту группу входят: каолинит Al4(OH)8[Si4O10] и монтмориллонит (Mg3, Al2) [Si4O10] ⋅ (OH)2 ⋅ nH2O, являющиеся одними из главных минералов в корах выветривания. К листовым силикатам относятся также гидрослюды, т. е. слюды с присоединенными к ним H2O, ОН, и распространенный минерал глауконит, имеющий сложную формулу и представляющий собой водный алюмосиликат Fe, K, Al.

Каркасные силикаты представляют собой одну из важнейших групп породообразующих минералов — полевых шпатов. Они составляют более 50 % в земной коре. Полевые шпаты подразделяются на две группы: кальциево-натриевые, или плагиоклазы, и калиево-натриевые щелочные полевые шпаты. Плагиоклазы представляют собой непрерывный твердый раствор анортита (CaAl2Si2O8) и альбита (NaAlSi3O8) с полным гетеровалентным изоморфизмом. Плагиоклазы подразделяются на кислые, средние и основные по содержанию в них анортита, при этом количество анортита (в %) определяет номер плагиоклаза.

Кислые: альбит 0–10 % An; олигоклаз 10–30 % An.

Средние: андезин 30–50 % An.

Основные: лабрадор 50–70 % An; битовнит 70–90 % An; анортит 90–100 % An.

Плагиоклазы очень широко распространены в магматических и метаморфических породах.

Среди калиевых полевых шпатов различают четыре типа: существенно калиевые — санидин, ортоклаз, микроклин; натриево-калиевые — анортоклаз.

К группе каркасных силикатов относятся фельдшпатоиды — минералы, образующиеся в щелочных магматических горных породах при недостатке SiO2. Это прежде всего нефелин (NaAlSiO4), лейцит (KАlSi2O6).

2.7.2. Горные породы

Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты, формирующиеся в литосфере или на поверхности Земли в ходе различных геологических процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов, в породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах непостоянны.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зерен или обломков, входящих в ее состав, их взаимоотношениями (рис. 2.24).

Рис. 2.24. Порфировая структура кислой магматической породы

Под текстурой породы понимают расположение в пространстве слагающих ее минеральных агрегатов или частиц горной породы (кристаллических зерен, обломков и др.). Выделяют плотную и пористую текстуру, однородную или массивную и ориентированную (слоистую, сланцеватую и др.) структуру (рис. 2.25).

Рис. 2.25. Флюидальная текстура (текстура течения) в риолитовой лаве

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют: 1) магматические, или изверженные, — горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава — магмы и лавы; 2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов; 3) метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давлений, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.

Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную массу земной коры, однако на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики.
В земной коре они образуют тела разнообразной формы и размеров, состав и строение которых зависят от химического состава исходной магмы и условий ее застывания. В основе классификации магматиче­ских горных пород лежит их химический состав. Учитывается прежде всего содержание оксида кремния, по которому магматические породы делятся на четыре группы: ультраосновные породы, содержащие менее 45 % SiO2, основные — 45–52 %, средние — 52–65 % и кислые — более 65 %.

В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делятся на ряд групп: породы глубинные, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся, или эффузивные, связанные с охлаждением магмы, излившейся на поверхность, т. е. лавы.

Ультраосновные породы (гипербазиты, или ультрамафиты) в строении земной коры играют незначительную роль, причем наиболее редки эффузивные аналоги этой группы (пикриты и коматииты). Все ультраосновные породы обладают большой плотностью (3–3,4 г/см3), обусловленной их минеральным составом.

Основные породы широко распространены в земной коре, особенно их эффузивные разновидности (базальты).

Габбро — глубинные интрузивные породы с полнокристаллической средне- и крупнозернистой структурой.

Базальты — черные или темно-серые вулканические породы. Базальты залегают в виде лавовых потоков и покровов, нередко достигающих значительной мощности и покрывающих большие пространства (десятки тысяч квадратных метров) как на континентах, так и на дне океанов.

Средние породы характеризуются бóльшим содержанием светлых минералов, чем цветных, из которых наиболее типична роговая обманка. Такое соотношение минералов определяет общую светлую окраску породы, на фоне которой выделяются темноокрашенные минералы.

Диориты — глубинные интрузивные породы, обладающие полно­кристаллической структурой. Излившимися аналогами диоритов являются широко распространенные андезиты, обладающие обычно порфировой структурой.

Для всех кислых пород характерно наличие кварца. Кроме того, в значительных количествах присутствуют полевые шпаты — калиевые и кислые плагиоклазы.

Граниты — глубинные интрузивные породы, обладающие полно­кристаллической, обычно среднезернистой, реже крупно- и мелкозернистой структурой. Породообразующие минералы — кварц (25–35 %), калиевые полевые шпаты (35–40 %) и кислые плагиоклазы (20–25 %), из цветных минералов — биотит, в некоторых разностях частично замещающийся мусковитом. Излившимся аналогом гранитов являются риолиты, аналогами гранодиоритов — дациты.

Осадочные горные породы. На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных, т. е. внешних, факторов образуются осадки, которые в дальнейшем уплотняются, претерпевают физико-химические изменения — диагенез — и превращаются в осадочные горные породы, тонким чехлом покрывают около 75 % поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми, другие — содержат таковые.

Среди осадочных пород выделяются три группы:

1) обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков;

2) глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов;

3) химические (хемогенные) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов.

Обломочные породы по размерам обломков подразделяются на несколько типов.

Грубообломочные породы. В зависимости от формы и размеров обломков среди пород этого гранулометрического типа выделяются следующие: глыбы и валуны — соответственно угловатые и окатанные обломки размером свыше 200 мм в поперечнике; щебень и галька — при размерах обломков от 10 до 200 мм; дресва и гравий — при размерах обломков от 2 до 10 мм.

Грубообломочные породы, представляющие собой сцементированные неокатанные обломки, называются брекчиями и дресвяниками, сцементированные окатанные обломки — конгломератами и гравелитами.

К среднеобломочным породам относятся распространенные в земной коре пески и песчаники. Первые представляют собой скопление несцементированных окатанных обломков песчаной размерности, вторые — таких же, но сцементированных.

Мелкообломочные породы. Рыхлые скопления мелких частиц размером от 0,005 до 0,05 мм называют алевритами. Одним из широко распространенных представителей алевритов является лесс — светлая палево-желтая порода, состоящая преимущественно из остроугольных обломков кварца и меньше — полевых шпатов с примесью глинистых частиц и извести.

Глинистые породы. Наиболее распространенными осадочными породами являются глинистые, на долю которых приходится больше 50 % объема всех осадочных пород. Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (меньше 0,02 мм) кристаллических (реже аморфных) зерен глинистых минералов.

Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах.

На долю карбонатных пород в осадочной оболочке Земли приходится около 14 %. Главный породообразующий минерал этих пород — кальцит, в меньшей степени — доломит. Соответственно наиболее распространенными среди карбонатных пород являются известняки — мономинеральные породы, состоящие из кальцита.

Кремнистые породы состоят главным образом из опала и халцедона. Так же, как карбонатные, они могут иметь биогенное, химическое и смешанное происхождение.

К биогенным породам относятся диатомиты и радиоляриты, состоящие из мельчайших, не различимых невооруженным глазом скелетных остатков диатомовых водорослей и радиолярий, скрепленных опаловым цементом.

Каустобиолиты образуются из растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных геологических факторов. Эти породы обладают горючими свойствами, чем и обусловлено их важное практическое значение. К ним относятся породы ряда углей (торф, ископаемые угли), горючие сланцы.

Метаморфические горные породы — результат преобразования пород разного генезиса, приводящего к изменению первичной структуры, текстуры и минерального состава в соответствии с новой физико-химической обстановкой. Главными факторами (агентами) метаморфизма являются эндогенное тепло, всестороннее (литостатическое) давление, химическое воздействие флюидов. Постепенность нарастания интенсивности факторов метаморфизма позволяет наблюдать все переходы от первично осадочных или магматических пород к образующимся по ним метаморфическим породам. Метаморфические породы обладают полнокристаллической структурой. Размеры кристалличе­ских зерен, как правило, увеличиваются по мере роста температур метаморфизма (рис. 2.26).

Рис. 2.26. Круговорот горных пород

Земная кора является основным объектом изучения геологии. Поэтому мы приведем средние химические составы континентальной и океанической коры, а также земной коры в целом согласно расчетам А. А. Ярошевского.

2.8. Строение земной коры

В предыдущем разделе было установлено общее внутреннее строение земного шара, поверхность которого покрывает тоненькая, но чрезвычайно важная «пленка», называемая земной корой, имеющая в среднем мощность около 40 км и составляющая всего лишь 1/160 от радиуса Земли. Земная кора вместе с частью верхней мантии до астеносферного слоя называется литосферой, а литосфера вместе с астеносферой образует тектоносферу, верхнюю оболочку земного шара, во многом ответственную за процессы, происходящие в земной коре. Строение земной коры, мощность которой изменяется практически от 0 до 70–75 км и повсеместно имеет четкую нижнюю границу — поверхность Мохоровичича, или «М», принципиально отличается на континентах и в океанах (рис. 2.27).

Рис. 2.27. Схемы строения земной коры. I — континентальная кора, слои:
1 — осадочный, 2 — гранитно-метаморфический, 3 — гранулито-базитовый,
4 — перидотиты верхней мантии. II — океаническая кора, слои: 1 — осадочный,
2 — базальтовых подушечных лав, 3 — комплекса параллельных даек, 4 — габбро,
5 — перидотиты верхней мантии. М — граница Мохоровичича

Сведения о коре мы получаем, непосредственно наблюдая породы на поверхности Земли, особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и сверхглубоких скважин как на суше, так и в океанах; ксенолитов в вулканических породах; драгированием океанского дна и из сейсмических исследований, дающих наиболее важную информацию о глубоких горизонтах земной коры (табл. 7).

Таблица 7. Химический состав земной коры в %

Океаническая кора обладает 3-слойным строением (сверху вниз) (рис. 2.28).

Рис. 2.28. Строение океанической земной коры

1-й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах он не превышает в мощности 1 км и составляет до 15 км вблизи континентов. Породы представлены карбонатными, глинистыми и
кремнистыми породами. Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170–180 млн лет.

2-й слой сложен в основном базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами с тонкими прослоями осадочных пород. В нижней части этого слоя располагается своеобразный комплекс параллельных даек базальтового состава, служивших подводящими каналами для подушечных лав.

3-й слой представлен кристаллическими магматическими породам, главным образом основного состава — габбро и реже ультраосновного, располагается в нижней части слоя, глубже которого находятся поверхность М и верхняя мантия.

Отметим, что кора океанического типа не только развита в океанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается и в складчатых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитовой ассоциации, парагенезис (сонохождение) которых (кремнистые породы — базальтовые лавы — основные и ультраосновные породы) был впервые выделен в 20-х гг. ХХ в. Г. Штейнманом в Лигурийских Альпах на северо-западе Италии.

Континентальная земная кора также имеет 3-членное строение, но структура ее иная (сверху вниз).

1-й, осадочно-вулканогенный, слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до 25 км в глубоких впадинах, например в Прикаспийской. Возраст осадочного слоя колеблется от раннего протерозоя до четвертичного.

2-й слой образован различными метаморфическими породами: кристаллическими сланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15 до 30 км в различных структурах.

3-й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизованными породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется гранулито-базитовым. Частично он был вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной. Нижняя кора обладает изменчивой мощностью 10–30 км. Граница раздела между 2-м и 3-м слоями континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидированной части коры (ниже осадочного слоя) выделяют три, а не два слоя.

Поверхность М выражена повсеместно и достаточно четко скачком скоростей сейсмических волн от 7,5–7,7 до 7,9–8,2 км/с. Верхняя мантия в составе нижней части литосферы сложена ультраосновными породами, в основном перидотитами, как, впрочем, и астеносфера, характеризующаяся пониженной скоростью сейсмических волн, что интерпретируется как пониженная вязкость и, возможно, плавление до 2–3 %.

---