Верхняя мантия

Верхняя мантия под континентами и океанами образована пре­имущественно перидотитами — лерцолитами и гарцбургитами (табл. 1.4). На глубине до 25 км от поверхности Земли лерцолиты, со­стоящие из оливина, орто- и клинопироксена, могут содержать пла­гиоклаз в качестве второстепенного минерала, в интервале от 25 до 60—80 км они содержат шпинель, а на большей глубине — фанат. В соответствии с этим выделяют три фации глубинности верхней мантии: плагиоклазовых, шпинелевых и гранатовых перидотитов. Плагиоклазовые перидотиты развиты только в верхней мантии под океанами, где мощность коры составляет не более 15 км. Под конти­нентами мощность коры возрастает до 35—40 км, и непосредствен­но под поверхностью М здесь залегают шпинелевые перидотиты.

Кроме перидотитов в строении верхней мантии принимают уча­стие эклогиты — гранат-пироксеновые породы высокого давления, отвечающие по валовому химическому составу габбро. Эклогиты

/. Глубинное строение Земли

Таблица 1.4. Средний химический состав перидотитов верхней мантии,

мас.%

1 — примитивные шпинелевые лерцолиты (глубинные включения в континен­тальных щелочных базальтах), по Х.Венке и др., 1987 г., 2 — лерцолиты океан­ской верхней мантии, 3 — альпинотипные гарцбургиты офиолитовой ассоциа­ции, по Е.ЕЛазько, 1987 г., 4 — пиролит, модельный состав, по А.Е. Рингвуду, 1975 г.

представляют собой продукты частичного плавления перидотито-вой верхней мантии, затвердевшие на большой глубине. Тела экло-гитов имеются, вероятно, и в низах континентальной земной коры. Источниками информации о составе и строении верхней ман­тии служат геофизические данные, глубинные кристаллические включения, вынесенные вулканами и трубками взрыва, и текто­нические блоки мантийного вещества, обнаруженные на дневной поверхности и дне океанов.

1.2.1. Тектонические блоки пород верхней мантии

Внутри современных континентов и на их окраинах, в том чис­ле на островных дугах, прослежены протяженные зоны глубинных разломов, вдоль которых на поверхность выведены линзовидные и пластинообразные тела, сложенные метаморфизованными, интен­сивно дислоцированными перидотитами, которые первоначально залегали ниже поверхности Мохоровичича. Вместе с габбро, диаба­зами, базальтами и некоторыми другими породами они образуют офиолитовую ассоциацию. Тектонические зоны, к которым приуро­чена эта ассоциация, называют офиолитовыми поясами. Перидоти­ты, принимающие участие в строении офиолитовых поясов, пред­ставляют собой ограниченные разрывами блоки мантийного вещества, перемещенные в твердом состоянии. Как правило, они почти нацело превращены в серпентиниты.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Первичный состав перидотитов чаще всего соответствует гарц-бургитам, с которыми ассоциируют дуниты, имеющие второсте­пенное значение. Лерцолиты встречаются значительно реже, чем гарцбургиты. Гарцбургиты состоят из оливина, ортопироксена и хромовой шпинели; состав их весьма однороден. Оливин содер­жит 90-92% форстеритового компонента, а ортопироксен — при­мерно такое же количество энстатита; для гарцбургитов характер­ны высокие содержания MgO при низких концентрациях А1₂0₃, CaO, Na₂0 и К₂0 (см. табл. 1.4). Петрографические и геохимичес­кие особенности перидотитов, входящих в офиолитовую ассоциа­цию, приводят к выводу, что большая часть этих пород представля­ет собой твердый материал верхней мантии, оставшийся после удаления из него относительно легкоплавкой магматической жид­кости, образованной в процессе частичного плавления. Такие ос­таточные образования называют реститами.

Тектонические блоки мантийного вещества обнаружены и на дне океанов, где они приурочены к поперечным разломам, пересе­кающим срединно-океанические хребты. Среди мантийных пород здесь преобладают не гарцбургиты, а лерцолиты с более низкими со­держаниями MgO и более высокими содержаниями CaO, Na₂0 А1₂0₃ (см. табл. 1.4). Таким образом, вещество самых верхних час-тей мантии под океанами, в целом, испытало меньшую степень экстракции легкоплавких компонентов по сравнению с материалом верхней мантии континентальных областей.

1,2.2. Включения мантийного вещества в щелочных базальтах

и кимберлитах

Среди кристаллических включений мантийных пород, выноси­мых на дневную поверхность вулканами и трубками взрыва, встре­чаются перидотиты, пироксениты, дуниты, эклогиты. Включения представляют собой обломки мантийного вещества размером от сантиметров до дециметров в поперечнике.

В щелочных базальтах среди включений преобладают шпинеле-вые лерцолиты и гарцбургиты, которые устойчивы до глубины 60-80 км. Обнаружены также верлиты, вебстериты, клинопироксе-ниты. Кимберлиты выносят к поверхности более глубинные вклю­чения, представленные гранатовыми перидотитами, а также экло-гитами: гранат-пироксеновыми, дистеновыми, корундовыми, коэситовыми. Эти породы устойчивы на глубинах более 60-80 км.

/. Глубинное строение Земли

В некоторых перидотитовых и эклогитовых включениях обнару­жены алмазы, что служит прямым указанием на образование кри­сталлических пород на глубине более 150 км в области устойчиво­сти алмаза.

По минеральному и химическому составам перидотиты глу­бинных включений можно разделить на три класса: 1) примитивные; 2) деплетированные, или истощенные; 3) обогащенные. Прими-тивные перидотиты представлены лерцолитами, которые не претер­пели эпигенетических преобразований и отражают первичный со­став верхней мантии. Примитивные шпинелевые лерцолиты из включений в континентальных базальтах близки по составу к лер-цолитам океанического дна (см. табл. 1.4). Деплетированные пери­дотиты — лерцолиты и гарцбургиты — обеднены клинопироксеном и соответственно Al, Ca, Na и другими легкоплавкими компонен­тами вследствие частичного плавления мантийного материала. Обо-гащенные перидотиты, наоборот, содержат больше легкоплавких компонентов, чем примитивные мантийные породы, что обуслов­лено метасоматическим преобразованием вещества верхней мантии под воздействием глубинных водных и углекислых флюидов или магматических расплавов, богатых летучими компонентами. Этот процесс приводит к появлению в мантийных породах амфибола, флогопита, карбонатов, разнообразных акцессорных минералов.

Как полагают, преобладающая по объему часть современной верхней ман­тии под континентами и океанами сло­жена примитивными лерцолитами, ко­торые сохранили относительно легкоплавкие компоненты с момента формирования внешней оболочки Зем­ли. Такие лерцолиты близки по составу к пиролиту — модельной смеси базальто-идных выплавок (-25%) и тугоплавкого ультрамафитового остатка (-75%), рас­считанной австралийскими петрологами А.Е.Рингвудом и Д.Грином (1966 г.).

Деплетированные (истощенные) лерцолиты и гарцбургиты залегают в са­мой верхней части мантии. Они пред­ставляют собой твердый остаток, сохра­нившийся после выплавления основных

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

и ультраосновных магм, которые, затвердев, образовали земную кору. Поскольку суммарная мощность базитов и ультрабазитов, принимающих участие в строении континентальной коры, значи­тельно больше мощности океанической коры, зона истощенных перидотитов под континентами протягивается на большую глуби­ну, чем под океанами (рис. 1.2).

Обогащенные перидотиты, содержащие амфибол или флого­пит, вероятно, образуют локальные участки, которые подверглись воздействию водного флюида. Амфибол устойчив в верхней мантии примерно до глубины 100 км, а поле устойчивости флогопита про­тягивается до глубины, превышающей 250 км.

Согласно экспериментальным данным Д.Эгглера (1978 г.) и П.Уайлли (1979 г.), при давлении более 2.6 ГПа (на глубине > 80—100 км) взаимодействие магнезиальных силикатов с углекис­лотой приводит к образованию карбонатов, которые становятся устойчивыми твердыми фазами. Например:

2Mg₂Si0₄ + CaMgSi₂0₆+2C0₂ ->4MgSi0₃ + CaMg(C0₃)₂

оливин клинопироксен газ ортопироксен доломит

Следовательно, на глубине более 80—100 км мантия Земли мо­жет состоять из карбонатизированных перидотитов, содержащих до­ломит или магнезит.

Вместе с тем среди глубинных кристаллических включений кар-бонатсодержащие перидотиты встречаются очень редко. Как пока­зали опыты Д. Канила (1990 г.), декарбонатизация перидотитов при снятии давления протекает настолько быстро, что доломит и маг­незит успевают полностью разложиться при подъеме включений к поверхности.

Карбонаты устойчивы в верхней мантии лишь при определен ном парциальном давлении кислорода (р0₂), от которого зависят окислительно-восстановительные условия минералообразования. При снижении р0₂ устойчивой формой углерода становится графит или алмаз. Современные данные приводят к выводу, что в верхней мантии существуют области как карбонатсодержащих, так и графит-(алмаз)содержащих перидотитов.

Кристаллические включения, выносимые вулканами и трубками взрыва, используются для создания моделей глубинного строения тех или иных районов и построения геотерм — кривых, характеризую­щих соотношения между давлением (глубиной) и температурой в не­драх Земли. Для этого применяют термо- и барометрические мето­ды, учитывающие зависимость химического состава минералов от

/. Глубинное строение Земли

температуры и давления. Например, пироксеновые геобарометры основаны на изменении содержаний А1 в орто- и клинопироксене в присутствии той или иной глиноземистой фазы: плагиоклаза, шпи­нели, граната, а пироксеновые геотермометры — на распределении Са и Mg между орто- и клинопироксеном как функции температуры. Мантийные перидотиты, слагающие глубинные включения, несут следы перекристаллизации в твердом состоянии, катаклаза, пластических деформаций и по сути дела являются метаморфиче­скими горными породами. Оценки температур и давлений, получа­емые методами термо- и барометрии, отражают субсолидусные ми­неральные равновесия, возникшие в уже затвердевшей породе. Однако первоначально примитивные лерцолиты верхней мантии, скорее всего, имели магматическое происхождение. Это были ли­бо ультраосновные-ультрамафические выплавки из более глубоких частей мантии, либо продукты кристаллизации расплава, который заполнял магматический океан, существовавший в приповерхност­ной зоне ранней Земли (см. раздел 2).

1.3. Астеносфера и литосфера

Кора и мантия Земли образованы материалом, в котором рас­пространяются поперечные упругие волны. Следовательно, эти оболочки находятся в твердом состоянии. На фоне увеличения ско­ростей упругих волн с глубиной в верхней мантии были обнаруже­ны зоны с пониженными скоростями, которые стали называть вол­новодами. Уменьшение скорости распространения упругих волн обычно связывают с появлением малого объема (< 1%) межзерно­вого силикатного расплава. Если это так, то температура в зонах по­ниженных скоростей должна достигать солидуса мантийного пери­дотита и составлять не менее 1200-1300 °С. Эти данные как будто бы подтвердили реальность глобальной ослабленной зоны — асте­носферы, существование которой предполагалось еще в начале ве­ка. Вязкость вещества астеносферы оценивается в Ю¹⁸—10¹⁹ Па с. Над астеносферой залегает более жесткий слой земной коры и вер­хов мантии с вязкостью 10²²-10²³ Па*с, который называют литосфе­рой. Современные тектонические модели придают большое значе­ние перемещению литосферных плит по астеносферному слою. Движущей силой этого процесса считаются конвективные пере­мещения мантийного вещества.

Однако дальнейшие геофизические исследования внесли суще­ственные коррективы в понятие об астеносфере. Оказалось, что мощность и глубина залегания зон пониженных скоростей меняют­ся в различных тектонических обстановках. Под континентами та­кие зоны залегают в интервале глубин от 50 до 300 км, а под океана­ми от 15 до 100 км. Под древними щитами непрерывный астеносферный слой геофизическими методами вообще не фикси­руется.

Сейсмическая томография Земли позволила установить объ­емное распределение скоростей упругих волн до глубины 500—700 км. Выяснилось, что относительно нагретое и менее плот­ное вещество с пониженными скоростями упругих волн не образу­ет сплошного глобального слоя, а слагает линзовилные тела слож­ной морфологии. Анализ, проведенный Г.Ф.Макаренко (1995 г.), выявил пространственную связь таких астенолинз с базальтовыми полями, развитыми на континентах и на дне океанов. При этом, чем древнее возраст базальтовых покровов, тем глубже залегают под ними низкоскоростные линзы в мантии Земли. Под полями кайно­зойских базальтов такие линзы фиксируются на глубине около 50 км, тогда как покровы мезозойских и позднепалеозойских базаль­тов обнаруживают сопряженность с астенолинзами на глубине 350—450 км. Древние щиты со слабо проявленным молодым магма­тизмом выделяются наиболее холодной литосферой, которая про­слеживается до глубины не менее 600—700 км. Результаты сейсми­ческой томографии скорее свидетельствуют об унаследованном развитии крупных современных структур в течение длительного геологического времени, нежели о дрейфе литосферных плит, вы­званном крупномасштабной конвекцией мантийного вещества.

Глубинные области пониженных скоростей несомненно явля­ются важными элементами верхней мантии. Хотя современные ге­офизические данные указывают на условность понятий «астеносфе­ра» и «литосфера» как глобальных сферических слоев, эти термины продолжают использоваться в геологической литературе.