Геофизические данные
В мантии непосредственно под устойчивыми континентальными областями и глубоководными океаническими впадинами скорость продольных сейсмических воли обычно составляет 8,2+0,2 км/с. Вследствие этого, а также некоторых петрологических и химических особенностей верхней мантии изучение ее состава должно сводиться к рассмотрению различных смесей из оливина, пироксена, граната и. вероятно,— для ограниченных районов — амфибола. Эти минералы образуют две основные разновидности горных пород — перидотиты (оливин — пироксен) и эклогиты (пироксен — гранат). В обоих случаях может присутствовать незначительное количество амфибола. Постепенный переход между этими двумя типами пород наблюдается редко и большей частью имеет местное значение. Ниже мы попытаемся показать наиболее вероятные петрологические причины подобного разделения. Различие таких соотношений привело к возникновению различных несовместимых гипотез, касающихся состава верхней мантии. Сторонники одной группы гипотез считают, что верхняя мантия состоит из перидотита, тогда как. по мнению других, она имеет эклогитовый состав.
Сторонники гипотезы эклогитового состава верхней мантии часто основываются на предположении, что поверхность Мохоровичича соответствует изохимическому фазовому переходу от габброидного нижнего слоя земной коры к эклогитовой верхней мантии. Однако в одной из статей настоящей книги (стр. 574) доказана несостоятельность такого предположения. Нельзя забывать о том. что граница Мохо может быть связана с изменением химизма при переходе от нижних горизонтов земной коры среднего — кислого состава к эклогитовой верхней мантии. Решающей проверкой этой гипотезы будет определение плотности вещества верхней мантии. Плотность перидотитов (ультраосновных пород), которые могут быть главной составной частью верхней мантии, колеблется от 3,25 до 3,38 г/см3 при среднех1 значении, близком к 3,32 г/см3. С другой стороны, плотность неизмененных эклогитов колеблется от 3.4 до 3,65 г/см3 при среднем значении около 3.5 г/см3 [71]. Эклогиты, состав которых ближе всего отвечает составу верхней мантии (бескварцевые разновидности, аналогичные эклогитам, обнаружены в алмазоносных трубках), характеризуются более высокими значениями плотностей в указанном интервале. И связи с этим очень желателен анализ имеющихся данных по распределению плотностей в верхней мантии.
Пределы возможной плотности верхней мантии устанавливаются исходя из теории изостазии и данных гравитационных наблюдении. В большинстве случаев при интерпретации гравитационных данных принимают, что плотность мантии близка к 3,3 г/см3, хотя в работе Тальвани и др. [76] приведена плотность, равная 3,4 г/см3. Уорзел и Шурбет [91], проанализировав данные по континентальным и океаническим структурам и распределению в них плотностей, пришли к выводу, что для сохранения изостатического равновесия в типичных континентальных и океанических областях необходимо, чтобы плотность мантии составляла 3,27 г/см3 при плотности земной коры 2,84 г/см3. По существу, гравитационные наблюдения (при некоторых упрощениях) указывают на различие плотностей земной коры и верхней мантии. Дрейк и др. [21] пришли к выводу, что различие в средней плотности между корой и верхней мантией составляет около 0,43 г/см3. Пределы значений плотности для земной коры основаны на прямых измерениях плотности различных горных пород, на данных об их размещении, а также геологических данных об их относительной распространенности. Другой источник информации о средней плотности земной коры — изучение скоростей распространения сейсмических волн, а также соотношений между плотностью и скоростью сейсмических воли в наиболее распространенных горных породах [9]. На всех этих данных основана общепринятая в настоящее время точка зрения, согласно которой плотность типичной континентальной коры колеблется от 2,8 до 2,9 г/см3. Если принять эту величину и учесть разницу в плотностях земной коры и мантии (основываясь на гравиметрических данных), то можно считать, что наиболее вероятное значение средней плотности верхней мантии заключено в пределах между 3,3 и 3,4 г/см3. Этот вывод подтверждается при определении плотности методом инверсии поверхностных волн [20].
Вышеприведенные данные достаточно убедительно свидетельствуют скорее об ультраосновном, чем эклогитовом составе верхней мантии. Однако следует помнить, что возможны и более сложные модели изостатического равновесия континентальных и океанических масс. Несомненно, очень важно повысить точность гравитационных наблюдений, а также разработать новые и независимые методы определения средней плотности верхней мантии. Вероятно, ответ на интересующий нас вопрос может дать изучение дисперсии поверхностных волн.
Не всегда ясно, насколько важным для выбора одной из двух альтернативных моделей верхней мантии — ультраосновной или эклогитовой — может быть тонкое различие в таком простом свойстве, как плотность. По-видимому, это связано с тем, что большая часть определений плотности эклогитов выполнена на измененных образцах, вследствие чего плотность систематически занижалась. Поэтому опубликованные значения частично перекрывают данные для области ультраосновных пород.
Следует» подчеркнуть, что вышеизложенный вывод о составе мантии основывается преимущественно на данных геофизических наблюдений, проведенных в устойчивых континентальных областях и глубоководных океанических впадинах; следовательно, он справедлив только для этих районов. Возможно, что мантия под тектонически неустойчивыми участками земной коры — окраинами континентов и островными дугами — характеризуется существенно иными плотностью и скоростями сейсмических волн и что в этих районах эклогиты играют значительно большую роль. Такая возможность была рассмотрена Грином и Рингвудом [32].
Геологические данные
Важным источником информации о составе мантии Земли под устойчивыми континентальными районами является изучение ксенолитов из кимберлитовых трубок. В Южной Африке алмазоносные кимберлитовые трубки встречаются на площади более 1 000 000 кв. миль; они известны также в Индии, США и в СССР (Сибирь). В алмазоносных трубках Африки имеются многочисленные ксенолиты пород коры, которые были прорваны при подъеме выполняющим трубки материалом. Здесь обнаружены также ксенолиты пород, не известных поблизости, в частности перидотитов, пироксенитов и эклогитов. Предполагают, что все эти ксенолиты выносились из мантии и представляют собой образцы мантийных пород, которые были прорваны кимберлитовыми трубками. Находки алмазов как в самих трубках, так и во включениях свидетельствуют о том, что материал трубок поднимался с глубины не менее 120 км. Существенное значение имеет тот факт, что во всех случаях, кроме одного, когда проводился соответствующий отбор образцов, перидотитовые включения были гораздо многочисленнее эклогитовых [85, 87, 19, 58]. (Исключением является трубка Робертса Виктора; Мак-Грегор, личное сообщение.) Если отбор образцов достаточно представителен, то можно допустить, что верхняя мантия имеет перидотитовый состав, а эклогит присутствует в ней в подчиненном количестве, хотя и является широко распространенной составной частью. Кимберлит, представляющий собой по отношению к этим включениям вмещающую породу, характеризуется различным составом и разной степенью (вторичных) изменений. Преобладающий первичный минерал представлен в нем магнезиальным оливином (50—75% объема породы). Это позволяет высказать предположение, что в области возникновения кимберлита в мантии также присутствует в избытке магнезиальный оливин.
Второй источник информации о составе верхней мантии — интерпретация данных о распространенности и значении альпинотипных перидотитов. Взаимоотношения, существующие между породами этого типа, широко обсуждались Бенсоном [6], Хессом [41—43] и Тейером [77]. Альпинотипные перидотиты внедряются близ осей максимальных деформаций в складчатых поясах и островных дугах. Размещение интрузий часто контролируется крупными разломами, которые могут протягиваться на сотни километров и, несомненно, уходят в мантию. Ультраосновные породы встречаются в виде многочисленных изолированных тел вдоль зон разломов, как, например, в Аппалачах и в Великом серпентинитовом поясе в Новом Южном Уэльсе [80]. В таких районах, как Новая Гвинея, Новая Каледония. Куба, Филиппины, Ньюфаундленд и Британская Колумбия, ультраосновные породы присутствуют в виде обособленных интрузий, занимающих площади в сотни квадратных километров и четко приуроченных к главным тектоническим нарушениям. Примером таких интрузий может служить перидотит Пехалин в Британской Колумбии. Эта интрузия представляет собой вытянутое тело длиной 160 км и шириной около 8 км. Она приурочена к разлому, протягивающемуся вдоль ее главной оси (Мак-Грегор, личное сообщение).
Среди геологов широко распространено мнение, что многие перидотитовые интрузии поднимаются непосредственно из мантии и представляют собой материал верхней мантии. Эта гипотеза подтверждается тектонической позицией интрузий, нередко их очень сильной деформацией в твердом состоянии, а в ряде случаев и минеральным составом [27]. В пользу этой гипотезы говорят и физические свойства перидотитов. Неизмененные ультраосновные породы имеют плотность 3,32 г/см3 и обладают скоростями сейсмических волн, близкими к мантийным.
Геохимические и петрологические данные
Вышеприведенные данные предполагают такую модель, в которой мантия под континентами представлена главным образом перидотитом и дунитом и в меньшей степени эклогитом, который, вероятно, встречается в виде широко распространенных скоплений [67]. Поскольку физические параметры верхней мантии под океанами и под континентами близки, то проще всего было бы считать, что такая модель приложима и к океанической мантии.
Однако эта гипотеза не может быть принята, так как она не объясняет происхождения базальтовых магм, в огромных объемах изливавшихся на поверхность в течение геологической истории Земли как на континентах, таки в океанах. Убедительные данные позволяют считать местом зарождения базальтов верхнюю мантию. Способность большей части верхней мантии давать в результате соответствующих процессов (частичного плавления) базальтовые магмы является ее важнейшей особенностью. Альпинотипные перидотиты не могли служить исходным материалом при возникновении базальтов из-за недостаточного содержания в них таких элементов, как К, U, Th, Ва, Sr, La и многих других малых элементов. Больше того, лишь очень незначительная часть этих пород характеризуется достаточно высокими содержаниями Xа, Са и Al, которые могут соответствовать их содержанию в базальтах. Общий характер распределения элементов в альпинотипных перидотитах таков, что позволяет рассматривать эти породы как глубоко фракционированный тугоплавкий остаток, возникший после удаления базальтовой жидкости.
Решение этой проблемы шло двумя параллельными путями. Руби 173, 74] привел убедительные аргументы, свидетельствующие о том, что в течение геологического времени формирование атмосферы, гидросферы и земной коры происходило постепенно, в результате дегазации и частичного плавления верхней мантии. Это означает, что под континентами должна существовать область, лишенная легкоплавких и летучих компонентов. Не могут ли альпинотипные перидотиты представлять такую бесплодную область? Если это так, то под тугоплавким остаточным ультраосновным слоем должен находиться первичный материал, который может поставлять вещество коры при частичном плавлении. При этом на месте будут оставаться перидотит и дунит. Такая общая модель эволюции континентальной коры не нова, по за последние 10 лет она была подтверждена рядом данных. Прекрасный обзор геологических аспектов этой модели приведен в работах Вильсона [89] и Энгела [22], а ее геофизические и геохимические особенности рассмотрены Рннгвудом [69, 70], Мак-Дональдом [57]. а также Кларком и Рингвудом [15].
Результаты, полученные при изучении поведения Sr87 в земной коре и мантии, подтверждают вероятность такой общей схемы эволюции земной коры, хотя и указывают на некоторые существенные ограничения [26, 46].
Представление о том, что земная кора геохимически и тектонически связана на значительную глубину с залегающей непосредственно под ней мантией, убедительно подтверждается результатами изучения докембрийских щитов и устойчивых континентальных платформ. В настоящее время общепризнано, что тепловой поток лад щитами значительно ниже среднего теплового потока для всего земного шара. Рингвуц [69] объяснял это общим дефицитом U, Th и К в земной коре и мантии под щитами вследствие длительного выплавления из лежащей под щитами мантии, селективного выноса U, Th и К и концентрации этих элементов в более высоких горизонтах земной коры в ходе магматической деятельности. Из земной коры эти элементы выносились в результате поверхностной эрозии. Подробные данные, подтверждающие паличие вышеописанных процессов, приведены в работах Хейера и Адамса [39], Ламберта и Хейера [52], а также Хиндмана и др. [47]. Учитывая слабую радиоактивность мантии и концентрацию радиоактивных элементов в земной коре, Рингвуц [69, 70]. а также Кларк и Рингвуд [15] пришли к выводу, что под земной корой до глубины 300—400 км температуры должны быть значительно ниже под щитами, чем вне щитов. Это должно заметно сказываться на скоростях сейсмических волн и особенно на наличии и положении слоя пониженных скоростей. Такой вывод был подтвержден Брюном и Дорманом [11], а также Токсозом и др. [79]. Брюн и Дормаи показали, что скорости поперечных сейсмических волн на глубинах до 200 км под Канадским щитом в среднем значительно выше, чем под областями вне щитов, и что скоростной минимум здесь выражен слабее. Такое же положение отмечается и для продольных волн, которые на древних щитах характеризуются ранним вступлением [16] и, по-видимому, не указывают на область малых скоростей. Еще одно свидетельство наличия характерной сейсмической структуры под щитами — слабое затухание поперечных сейсмических волн (Дойл и Брюн, личное сообщение).
Изучение электропроводности верхней мантии дает нам независимые данные, подтверждающие, что мантия под щитами характеризуется более низкими температурами, чем вне этих районов [24]. Распределение температур под щитами оказывает существенное влияние на тектонические особенности этих областей. Видимо, здесь на любой глубине температуры не достигают точки плавлепия. Многие реологические свойства, например вязкость, прочность, пластичность и ползучесть, в значительной степени зависят от разницы между фактической температурой и температурой плавлепия. Охлаждение на глубине коренным образом изменяет реологические свойства мантии в этих районах по сравнению с соседними участками мантии, которые не прошли этого цикла. Средняя вязкость и прочность верхних 200 км мантии под кристаллическими щитами могут быть выше, возможно, на порядок величины, чем под соседними участками. Таким образом, с помощью предлагаемой модели развития коры можно объяснить важнейшие особенности строения щитов — их жесткость и относительную тектоническую устойчивость.
Сторонники ультраосновной модели верхней мантии основываются на данных петрологических наблюдений. Это направление намечается уже в работах Боуэна [10]. который утверждал, что исходным веществом верхней мантии являлся полевошпатовый перидотит, а базальтовые магмы возникали в результате его частичного плавления; после них оставался «пустой» остаток. (Все вышеизложенное позволяет отождествлять этот «пустой» остаток с некоторыми дунигами и перидотитами.)
Многие геологи, интересовавшиеся скорее процессами кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы, чем ее первичным происхождением, не сразу приняли точку зрения Боуэна. Однако начиная с 50-х годов нетрологи стали проявлять больше интереса к вопросам происхождения базальтов и в многочисленных опубликованных работах уже детально рассматривали гипотезу Боуэна, согласно которой базальты возникли в результате частичного плавления мантии [81, 82, 64, 50, 84, 88, 92, 51, 60]. Авторы этих работ пе совсем ясно представляли особенности исходного перидотита, отождествляя его обычно с некоторыми разновидностями альпинотипных перидотитов или ультраосновными включениями в базальтах, как правило, обогащенными Na2O, Al2O3 и СаО. Хотя общее представление было правильным. предположение о составе исходных пород оказалось несостоятельным. Исходные породы, характеризующиеся таким содержанием малых элементов (особенно К, U и Th), при частичном плавлении, как правило, не могут дать базальтовых магм даже при достаточном количестве главных элементов.
Рингвуд [67, 69, 70], Грин и Рингвуд [28, 29], а также Кларк и Рингвуд 115] предприняли попытку более тщательно проследить логические следствия из гипотез Боуэна [10], Руби [73] и Булларда [12]. Необходимо было принять такой состав исходного вещества мантии, из которого в результате частичного плавления могла бы образоваться типичная базальтовая магма и тугоплавкий дунит-неридотитовый остаток. Этот первичный материал мантии должен соответствовать промежуточному составу, заключенному между базальтом и дунитом — перидотитом. Маловероятно, чтобы этот исходный материал содержал меньше Al2O3 и СаО (по отношению к MgO и SiO2), чем тондриты и вещество Солнца [71]. Это определяет предельный состав в 1 часть базальта и 3 части дунита — перидотита. С другой стороны, если базальт действительно образовался в результате частичного плавления вещества мантии, то соотношение едва ли может оказаться меньшим, чем 1 часть базальта на 1 часть дунита — перидотита [44, 29].
Экспериментальные исследования по дифференциации базальтовых магм в условиях высоких давлений и образованию базальтов при частичном плавлении пиролита, проведенные Грином и Рингвудом [29], указывают на логически выдержанные соотношения между различными типами базальтов и соответствующими им перидотитами и дунитами (см. статью Грина и Рингвуда в настоящем сборнике, стр. 427). Было показано, что щелочные базальты могут образоваться на глубине 35—70 км, когда степень плавления пиролита относительно невелика. Щелочные базальты в этих условиях находятся в равновесии с ассоциацией тугоплавких минералов (оливин, глиноземистый ромбический пироксен и глиноземистый моноклинный пироксен), которая по составу соответствует перидотитовым включениям в природных щелочных базальтах по всему земному тару. Образование оливиновых толеитов связано с более интенсивным плавлением в этом же интервале глубин. Тугоплавкие остаточные кристаллы представлены оливином ± ромбический пироксен (бедный глиноземом). Кроме того, было показано, что высокоглиноземистые базальты и кварцевые толеиты могут возникать при частичном плавлении пиролита, которое сопровождается отделением магмы от остаточных кристаллов на глубинах меньше 35 км.
Грин и Рингвуд [28] исследовали первичные ультраосновные породы, с тем чтобы выяснить, насколько они близки по составу к предполагаемому пиролиту. Начиная с «типичной» ультраосновной альпинотипной породы, не содержащей практически Са, А1 и Na и состоящей из оливина и ромбического пироксена, моя;но проследить непрерывный ряд. заканчивающийся породами, содержащими около 4% А1203, 3% СаО и 0,4% Ха20. Такие породы встречаются в алмазоносных трубках (гранатовые перидотиты), в виде включений в щелочных базальтах и, наконец, как высокотемпературные перидотиты [27]. В породах с таким составом, так же как и в хондритах, отношение перидотита к базальту близко к 3:1. Однако даже в этих породах содержания второстепенных элементов, особенно Na, К, Ti, Р, Ва, Th и U, слишком невелики, чтобы такие породы можно было рассматривать в качестве недифференцированного пиролита. Заслуживает внимания тот факт, что типичные ультраосновные породы этого типа, состав которых характеризуется отношением перидотита к базальту (по главным элементам), равным 3 : 1, встречаются очень редко. Вероятно, в природе существует некоторый разрыв в распространенности пород близ состава, соответствующего отношению 3:1. По-видимому, это обусловлено упоминавшимся выше разделением эклогитов и перидотитов. Проведенные недавно экспериментальные работы по плавлению и изучению соотношений в системе оливин — ромбический пироксен — сильно известковистый моноклинный пироксен — богатый пиропом гранат и обсуждение полученных результатов О’Харой [59. 60]. Девисом [18], Грином и Рингвудом [29], а также Ито и Кеннеди [48] в значительной степени способствовали правильному пониманию этих наблюдений.
Разделение обусловлено тем, что гранат — пироксен (эклогит) и оливин — ромбический пироксен (перидотит) при давлении более 30 кбар образуют остаток с высокой точкой плавления. В то же время промежуточные составы (соответствующие смеси перидотита с эклогитом) плавятся при более низких температурах и, по-видимому, выносятся из системы в виде пикритовых магм.
Вероятно, почти все ультраосновные породы, встречающиеся на поверхности Земли, претерпели некоторую дифференциацию, и составы, приближающиеся к идеальному пиролиту, чрезвычайно редки. Единственным примером, известным автору, могут служить некоторые разновидности с острова Святого Павла, описанные Уайзманом 190]. Дефицитные элементы (К, Ti, Р, Ва, Sr, Rb. Th, U и др.) не могут входить в состав основных минералов мантии из-за несовместимости ионных радиусов и зарядов ионов. Этим и объясняется легкость, с которой они фракционируют [36]. По-видимому, эти элементы могут концентрироваться в значительных количествах в жидкой фазе, которая в небольших объемах образуется в мантии при относительно низкой температуре на самой ранней стадии частичного плавления. Такой процесс обусловливает высокую подвижность этих элементов в мантии, что ведет к образованию кимберлитов и других сильнощелочных пород.
Недавно Тейер [77] исследовал некоторые крупные ультраосновные интрузии. Все они сложены не «чистым» перидотитом, а смесью перидотита и габбро. Несомненно, эти две породы имеют общий генезис. Наиболее просто и во многих отношениях более удовлетворительно такую ассоциацию пород можно объяснить в том случае, если рассматривать эти породы как дополняющие друг друга дифференциаты исходного вещества мантии.
Последовательное развитие гипотез Руби [73] и Булларда [12] привело к выводу о химической зональности верхней мантии [67]. Эта зональность показана на фиг. 1. Глубина залегания тугоплавкого дунит-перидотитового слоя под континентами может изменяться; максимальная мощность (приблизительно 200 км) отмечается под докембрийскими щитами. С другой стороны, под глубоководными океаническими впадинами исходный пиролит, вероятно, достигает раздела Мохо. Под океанами может присутствовать тонкий, мощностью несколько десятков километров, слой дунит-перидотитов.
Состав пиролитовой модели, приведенный табл. 1, рассчитан Рингвудом [71]. При расчетах за основу была принята смесь, состоящая из 3 частей альпинотипного перидотита (с 20% ромбического пироксена) и 1 части гавайского базальта. Этот состав сопоставлен с составом мантии, рассчитанным исходя из состава хондритов (табл. 1). При отношении перидотита к базальту, равному 3:1, наблюдается довольно хорошая сходимость составов. Однако следует подчеркнуть, что такое отношение довольно произвольно и в пределах пиролитовой модели возможны значительные его колебания.
Зональность верхней мантии
Интересная особенность горных пород, состав которых приближается к составу пиролита,— их способность давать в ходе кристаллизации следующие четыре различные ассоциации:
Наличие в мантии различных минеральных ассоциаций в значительной степени определяется пересечением геотерм с полями устойчивости этих ассоциаций. Недавно Грин и Рингвуд [31] экспериментально установили границы полей устойчивости ряда ассоциаций. Результаты, полученные этими авторами, а также две наиболее типичные геотермы показаны на фиг 2. Аналогичное исследование на природном гранатовом перидотите провели Ито и Кеннеди [48]. Минеральные пиролитовые ассоциации сильно отличаются друг от друга по своим физическим свойствам. В табл. 2 приведены вычисленные плотности и значения скоростей продольных сейсмических волн для различных пиролитов, а также для дунита и типичного дифференцированного альпинотипного перидотита.
В верхней мантии при переходе от одного района к другому отмечается изменение скорости продольных и поперечных сейсмических волн. Эти сложные колебания значений скорости сейсмических волн обусловлены взаимодействием нескольких факторов (см. другие статьи настоящего сборника).
Региональные различия в распределении температуры на глубину. В самых верхних горизонтах мантии термический градиент обычно достаточно высок и с глубиной с самого начала происходит уменьшение скорости поперечных сейсмических волн ([9]; Агтдерсон, неопубликованные данные), если этому не препятствует минералогическая зональность (см. ниже). Местами термический градиент настолько высок, что вызывает уменьшение с глубиной скорости продольных сейсмических волн. На больших глубинах, ниже 100—300 км. термический градиент недостаточен и не может компенсировать влияние давления. В результате скорости сейсмических волн будут возрастать. Несомненно, региональные изменения температурных профилей (см. фиг. 2) повлекут за собой соответствующие изменения в разрезах скоростей.
Минералогическая зональность. Ассоциации пиролитовых минералов характеризуются различными скоростями сейсмических волн (табл. 2). Поэтому распределение скоростей в мантии будет зависеть от глубины, на которой геотермы пересекают поля устойчивости минералов пиролита (фиг. 2). Это приведет к изменению скоростей внутри каждого поля. Такие изменения будут накладываться на смену скоростей, обусловленную влиянием температуры и давления на упругие свойства вещества. Как показали Грин и Рингвуд [31], воздействие, которое оказывает минералогическая зональность на распределение скоростей сейсмических волн, может иметь сложную, трудно устанавливаемую природу (фиг. 3).
Химическая зональность. Интенсивное частичное плавление и подъем скоплений легкоплавких компонентов, наблюдающиеся под испытавшими длительное геологическое развитие континентальными областями, ведут к возникновению зональности, выражающейся в наличии различных по химическому составу горизонтов (фиг. 1). Это также должно вести к различию в скоростях сейсмических волн.
Начальное плавление. Во многих океанических регионах скорость поперечных сейсмических волн в верхних 50 км мантии составляет около 4,6 км/с. Под этой «крышкой» скорость довольно резко падает, достигая на глубине около 100 км минимального значения, равного приблизительно 4,3 км/с [4]. В некоторых активных орогенических районах, например в западной части Средиземного моря, минимальное значение скорости поперечных волн в слое пониженных скоростей равно 4,1 км/с [7]. Такие низкие абсолютные значения скоростей, и в частности величину отрицательных градиентов скоростей, трудно объяснить исходя из модели, построенной с учетом трех вышерассмотренных факторов, особенно если учесть последние данные по упругим свойствам минералов (Андерсон, личное сообщение; см. также работу Токсоза и др. [79], где рассматривается этот вопрос). Некоторые исследователи [2, 4, 62, 1], изучавшие подобные районы, высказали предположение, что низкие значения скоростей сейсмических волн свидетельствуют о слабом частичном плавлении вещества мантии (начальное плавление). К близким выводам пришли Пресс [65] и Гутенберг [35]. Эти исследователи считают, что существование слоя пониженных скоростей связано с наличием условий, близких к точке плавления вещества.
Необходимо несколько подробнее остановиться на условиях, позволяющих большим массам в верхней мантии сохранять квазиустойчивое состояние на начальной стадии плавления. Наличие таких условий кажется невероятным в случае совершенно безводной мантии. В оливиновом толеите и пикрите при давлениях 20—30 кбар интервал между солидусом и ликвидусом составляет мепее 100°С [29]. По-видимому, в этом интервале расплавится 30% сухого пиролита (фиг. 4). Изменение температуры всего на 20°С в слое пониженных скоростей может вызвать существенное (~5%) частичное плавление. Такое состояние не может оставаться устойчивым в течение длительного времени; расплав вскоре обособляется в виде магматических тел, которые, поднимаясь к поверхности, приводят к поверхностному вулканизму. Совершенно ясно, что если бы в верхней мантии существовали подобные условия, то широко развитый на поверхности Земли вулканизм проявлялся бы в значительно большем объеме.
Для того чтобы объяснить начальное плавление по всему слою пониженных скоростей, следует допустить наличие какого-то эффективного стабилизирующего механизма.
Такая устойчивость может быть вызвана наличием воды. Рассмотрев данные по дегазации азота из глубин Земли, Рингвуд [71] пришел к выводу, что в мантии содержится по крайней мере в 3 раза больше воды, чем ее было вынесено в океаны; это соответствует среднему содержанию воды в мантии, равному 0.1%. Большое значение имеют данные, полученные Балтитьюдом и Грином [14]. Эти исследователи показали, что равновесие в системе кристаллы — расплав, определяющее образование оливин-нефелинитовой и оливин-мелилит-нефелинитовой магм в мантии, зависит главным образом от присутствия воды в областях плавления.
Влияние определенного количества воды (скажем, 0,1%) на понижепие температуры начального плавления сильно зависит от устойчивости водусодер-жащих минералов, прежде всего амфибола п флогопита. Флогопит можно не принимать во внимание, поскольку, судя по возможному содержанию в мантии калия, присутствующий флогопит способен удержать менее 0.02% Н2O. Решающую роль, по-видимому, играет амфибол. Грин и Рингвуд [31, а также неопубликованные данные] обнаружили, что в безводных условиях в обогащенных оливином породах амфибол обычно устойчив до температур, несколько меньших сухого солидуса при давлениях нагрузки до 15 кбар и PH2O<Pнагрузки.
В описываемых опытах вещество и футеровка перед опытом тщательно прокаливались для того, чтобы избежать образования амфибола. Небольшое количество воды, которое присутствует в мантии на глубинах примерно до 60 км, содержится там преимущественно в амфиболах; в большинстве случаев парциальное давление воды намного меньше давления нагрузки.
Грин и Рингвуд [30] показали, что в обогащенных оливином базальтах при давлениях выше 20 кбар, температуре 1100° С и давлении воды, соответствующем условиям, при которых образовывался амфибол в интервале давлений от 10 до 15 кбар, этот минерал неустойчив. В таких условиях амфибол распадается на ассоциацию эклогитовых минералов и воду. Температура, при которой происходит распад, должна понижаться при уменьшении давления (при постоянном давлении воды). Наблюдения показали, что эта картина характерна и для других систем от ультраосновного [14] до обогащенного SiO2 основного и кислого [32, 33, 34] составов. Грин и Рингвуд считают, что даже при относительно высоких давлениях воды и температуре, превышающей 1200°С (для некоторых систем 1000°С), амфиболы обычно неустойчивы при давлении более 20 кбар.
Это оказывает большое влияние на плавление на глубинах ниже примерно 60 км, где большая часть имеющейся воды присутствует в виде свободной фазы. Даже при наличии всего 0,1% Н2O последняя образует пленки в межгранулярных пространствах или встречается в вице небольших пузырьков. Поверхностные явления наряду с растворением других компонентов системы будут существенно понижать летучесть воды, вероятно, в 2—10 раз по сравнению с летучестью больших объемов чистой воды при том же давлении нагрузки. Тем не менее и при такой летучести водяной пар будет сильно влиять на температуру начального плавления, которая, по-видимому, может понизиться примерно на 200°С.
Начало плавления показано на фиг. 4. В отличие от частичного плавления в 5—30%, которое необходимо для образования магмы, очень небольшое (около 1%) плавление мы будем называть начальным. После начального плавления большая часть воды из всего присутствующего ее количества, равного 0,1%, будет находиться в расплаве в растворенном виде. При дальнейшем повышении температуры плавление будет усиливаться. Однако это приведет к уменьшению содержания воды в расплаве, а следовательно, к понижению давления воды в системе. Последнее оказывает прямо противоположное воздействие на интенсивность плавления, так как уменьшение давления воды повышает температуру кристаллизации. Взаимоотношения этих факторов регулируют процесс плавления. Качественная сторона этого процесса изображена на фиг. 4. Хорошо видно, что сравнительно большое увеличение температуры ведет к небольшому повышению степени начального плавления. В итоге кривая «мокрого» плавления будет асимптотически приближаться к кривой сухого плавления.
Плавление в присутствии воды, как это хорошо видно на фиг. 4, по-видимому, соответствует равновесным условиям, необходимым для слоя пониженных скоростей с его начальным плавлением. Это объясняется тем, что при сравнительно резком увеличении температуры образуется относительно небольшое количество дополнительной жидкости до тех пор, пока кривая не приблизится к кривой сухого солидуса, что приведет к обратным соотношениям. Значительные колебания температуры в слое пониженных скоростей (связанные, например, с изменением содержания радиоактивных элементов) обычно не вызывают частичного плавления в таких масштабах, которые необходимы для обособления крупных магматических масс и проявления вулканизма.
Вышеприведенные рассуждения позволяют считать, что распределение скоростей в слое пониженных скоростей контролируется рядом факторов, значение которых для различных районов Земли, по-видимому, неодинаково. При уточнении деталей этой схемы возникает много затруднений, преодоление которых — задача дальнейших исследований. Тем не менее и на данном этапе возможны некоторые обобщения. По мнению автора, наличие под кристаллическими щитами относительно глубоко залегающего слоя пониженных S-скоростей можно объяснить только температурными и химическими особенностями, не привлекая фактор начального плавления. (На фиг. 2 видно, что под щитами, на глубинах более 120 км, термические градиенты выше, чем на тех же глубинах под океанами.) С другой стороны, необходимо, по-видимому, признать, что начальное плавление является главной причиной существования слоя пониженных скоростей как под океанами, так и под активными орогенными областями. На основании такого заключения можно сделать очень важные тектонические и петрологические выводы.
Эволюция земной коры и верхней мантии
Полученные в последние годы убедительные данные, подтверждающие гипотезу раздвигания океанического дна [45, 83], оказывают революционизирующее влияние на предложенные ранее модели эволюции земной коры и верхней мантии. Рассмотрим вначале модель, которая привлекла широкое внимание исследователей еще до того, как произошла эта «революция».
Было обнаружено [66, 12, 13], что средние значения тепловых потоков в пределах океанической коры и континентов приблизительно одинаковы. Это открытие явилось неожиданностью для сторонников гипотезы перидотитового состава верхней мантии под океанами, так как известно, что радиоактивность ультраосновных пород слишком мала и не может обусловить наблюдающиеся в пределах океанов величины тепловых потоков. Для объяснения этого факта Буллард выдвинул две альтернативные гипотезы: 1) тепловой поток над океанами вызван конвекцией и 2) при усреднении до глубины в несколько сотен километров в первом приближении средний химический состав под континентами и океанами одинаков. В этом случае основное различие между континентами и океанами заключается в том. что вещество континентальной земной коры более дифференцировано, в результате чего более легкоплавкие составные части и радиоактивные элементы сконцентрировались у поверхности. Вторая гипотеза оказалась более популярной, в частности благодаря тому, что она обнаруживает довольно хорошее соответствие с гипотезой Руби [73, 74] и представлениями о происхождении базальтов и их взаимоотношениях с ультраосновными породами. Именно эта гипотеза легла в основу многочисленных моделей строения земной коры и верхней мантии [67, 69, 70, 15].
По мнению автора, все эти модели сохраняют свое значение,так как позволяют объяснить связь, существующую между геохимическими, петрологическими п геофизическими особенностями земной коры и верхней мантии в пределах континентов. Эти данные необходимо учитывать при рассмотрении любой гипотезы.
Гипотеза раздвигания океанического дна наносит удар по одному из основных положений более ранних схем, так как она предусматривает перенос значительных количеств тепла под океанами в результате конвекции. Не исключено, что источником некоторой части этого тепла служит «первичное тепло» Земли, унаследованное от ранней стадии ее развития. Другая часть тепла может поступать за счет распада радиоактивных элементов, глубоко захороненных в недрах Земли. Совсем не обязательно предполагать, что в верхней мантии под океанами существует постоянный генератор тепла. Таким образом, не подтверждается положение о единстве на некоторой глубине среднего химического состава мантии под океанами и континентами. Можно было бы построить более приемлемые модели со значительно более низкими содержаниями U, Th и К в верхней мантии под океанами, чем это предполагалось ранее. Действительно, обнаружение широко распространенных толеитов с их своеобразным химизмом редких элементов [23] подтвердило предположение о значительно меньших, чем это считалось ранее, содержаниях U, Th и К в мантии под океанами.
В настоящее время мы принимаем, что механизм раздвигания океанического дна связан с эволюцией земной коры. Предлагаемая ниже схема представляет собой усовершенствованную модель, предложенную Рингвудом и Грином [72]. Излишне говорить о том, что она во многих отношениях умозрительна. Но этим недостатком страдают все современные схемы такого типа. Эта модель представлена на фиг. 5. Согласно предлагаемой схеме, под срединноокеаническими хребтами в мантии возникает гравитационная неустойчивость. Материал пиролита перетекает из слоя пониженных скоростей. где зарождается процесс, к осевой части хребта, а затем поднимается к поверхности. Во время подъема пиролита к поверхности происходит его частичное плавление, что ведет к образованию базальтовой магмы и одновременному возникновению остаточного нерасплавленного перидотита, как это было описано Грином и Рингвудом [72]. Осевые зоны хребтов характеризуются высокими температурами близ поверхности, что обеспечивает устойчивость ассоциаций минералов базальтов. Таким образом, срединноокеанические хребты возникают как структуры расширения, сложенные гетерогенной смесью габбро, долерита, перидотита и пиролита с поверхностными базальтами. Горизонтальное расширение сопровождается дифференциацией, что ведет к образованию довольно однородной базальтовой коры, залегающей на остаточной ультраосновной мантии [61]. Верхние базальтовые горизонты этой коры быстро охлаждаются и вследствие взаимодействия с морской водой, по-видимому, частично окисляются. Такой измененный слой, вероятно, создает линейные магнитные аномалии. Более глубокие горизонты земной коры не испытывают воздействия морской воды и поэтому остаются относительно сухими и неокисленныыи. Более того, глубокие участки земной коры, охлаждаясь, проходят через точку Кюри за достаточно длительное время по сравнению с периодом обращения магнитного поля, так что они намагничиваются не так интенсивно и однообразно, как верхние горизонты.
Охлаждающаяся океаническая кора вместе с истощенным ультраосновным слоем перемещается от хребта, скользя по ослабленному начальным плавлением слою пониженных скоростей. Оксбург и Туркот [62] провели анализ теплового режима подобной системы. По мере удаления от океанического хребта происходит охлаждение земной коры и подстилающей ее пластины мантии. Данные Рингвуда и Грина [72] указывают, что безводный базальт переходит одновременно в поле устойчивости эклогита. Однако он не переходит в эклогит сразу, что обусловлено некоторыми кинетическими особенностями.
В итоге движущаяся кора достигает океанического желоба. Причины, которые приводят к погружению коры в мантию с образованием желоба, пока недостаточно ясны. Рингвуд и Грип [72] высказали предположение, что этот процесс может начинаться вблизи окраин материков, т. е. там. где осадконакопление на океанической коре ведет к увеличению давления и температуры, способствуя тем самым переходу нижнего безводного базальтового слоя земной коры в эклогит. Одновременно породы участков земной коры, расположенных близ поверхности и насыщенных водой, превращаются в амфиболит. Высокая плотность безводного эклогита (~3,5 г/см3) по сравнению с плотностью перидотита мантии (~3,3 г/см3) вызывает гравитационную неустойчивость, которая и является причиной погружения земной коры в мантию.
Раз возникнув, этот процесс становится самовозбуждающимся и регулируется высокой плотностью холодного опускающегося вниз столба вещества. Возможно, что после начала процесса переход сухого базальта в эклогит не будет происходить до глубин в несколько десятков километров, поскольку при низких температурах превращение осуществляется медленно в довольно широком диапазоне глубин. В конце концов весь базальт в опускающемся столбе превратится в более плотный эклогит, что увеличит гравитационную неустойчивость. Примерно таким же путем, но на значительно больших глубпнах в эклогит будет превращаться амфиболит [30].
Оксбург и Туркот [63] предположили, что вязкая диссипация в верхнем граничном базальтовом слое погружающейся плиты мантии может привести к сильному повышению температуры и даже вызвать частичное плавление. Грин и Рингвуд [32, 33, 34] экспериментально показали, что при высоких давлениях частичное плавление основных пород представляет собой эффективный механизм, который играет большую роль при образовании известково-щелочных магм. Было предложено две модели такого процесса. Одна из них предусматривает частичное плавление кварцевого эклогита в относительно сухих условиях на глубинах 80—150 км. Низкоплавкая фракция в этом случае представлена андезитом, а остаток — плотным тугоплавким, продолжающим опускаться эклогитом.
Согласно второй модели, при более низких давлениях происходит частичное плавлепие амфиболита. В результате образуются андезит-дацитовые магмы и бедный кремнеземом и обогащенный амфиболом остаток, который в конечном итоге превращается в эклогит. При давлениях около 20 кбар частичное плавление амфиболита приводит к появлению известково-щелочных магм; остаток будет представлен эклогитом. Таким образом, эти две модели очень близки и представляют собой частный случай более общего механизма образования известково-щелочных пород в результате частичного плавления (и фракционной кристаллизации) основных пород в условиях высоких давлений нагрузки (около 10 кбар) и изменяющегося давления воды, которое, как правило, ниже давления нагрузки.
По-видимому, такие процессы могут обеспечить действие механизма, который приводит к росту континентов путем появления в области шельфа известково-щелочных пород, возникающих за счет материала океанической мантии (см. также [17]).
Кроме того, Грин и Рингвуд [341 высказали предположение, что подъем известково-щелочной магмы может вызвать конвективную неустойчивость в имеющей форму клина области между поверхностью п опускающейся плитой океанической коры. Это приведет к частичному плавлению и образованию базальтовых магм, которые будут внедряться в поднимающуюся окраину материка или островную дугу. В результате часть мантии, которая располагается под растущей окраиной материка, может потерять легкоплавкие компонепты и по химизму приблизиться к альпинотипным перидотитам.
Предполагают, что погружение такой плиты происходит до глубины 700 км и более. Остаточный дифференцированный материал входит в состав глубоких горизонтов мантии и уже не участвует в следующем цикле. Скорее всего он выталкивает вверх относительно слабо дифференцированный материал в слой пониженных скоростей, который является корневой зоной срединноокеанических хребтов (фиг. 4).
Таким образом, вышеописанпая схема предполагает направленный, необратимый механизм дифференциации. Этим она отличается от некоторых других современных моделей, которые основную роль отводят перемешиванию осадочного материала, вещества земной коры и мантии. В соответствии с этими моделями после такого перемешивания цикл повторяется, причем в нем участвует тот же самый материал (см., например, [5]). Такой процесс маловероятен, поскольку едва ли возможен механизм, с помощью которого в глубинах мантии могло бы происходить перемешивание в твердом состоянии блоков дифференцированных эклогита и перидотита с осадочными породами. Более того, содержание малых элементов в веществе, поднимающемся в хребтах, не позволяет говорить о многократной и сложной предшествующей дифференциации.
Заключение
Образование земной коры из вещества мантии обусловлено скорее всего двумя различными типами дифференциации, которые характеризуются переносом вещества по вертикали и в горизонтальном направлении. Дифференциация по вертикали предусматривает частичное плавление вещества мантии и вынос непосредственно в кору легкоплавких компонентов. Это ведет к формированию ниже земной коры, в мантии, остаточной тугоплавкой зоны, состоящей из ультраосновного вещества. В наиболее законченном виде этот процесс представлен под докембрийскими щитами. Дифференциация по горизонтали является составной частью главного этапа этой схемы — раздвигания океанического дна. Базальты, образующиеся под океаническими хребтами при частичном плавлении мантии, перемещаются в сторону океанических желобов, к окраинам материков и островным дугам. Здесь они подвергаются частичному плавлению по мере погружения океанической коры в мантию. В результате второй стадии плавления образуется известковощелочной ряд изверженных пород. Вероятно, на этой стадии частичного плавления большую роль играет вода, входящая в состав океанической коры. Вода понижает температуру плавления и оказывает влияние на характер равновесия системы кристаллы — жидкость. По-видимому, в настоящее время в образовании новой коры окраин материков и островных дуг преобладает описанный процесс. Областью зарождения известково-щелочных пород, которые в конце концов входят в состав континентов, можно считать океаническую верхнюю мантию.
Вероятно, в течение геологического времени относительное значение этих процессов изменялось. Можно показать, что при современной скорости раздвигания океанического дна вся континентальная земная кора могла бы образоваться более или менее равномерно за геологическое время только в результате одного этого процесса. Однако при таком одностороннем подходе нельзя объяснить отсутствия в континентальной земной коре пород, возникших 4,5—3,4 млрд. лет назад. Можно предположить, что этот факт свидетельствует о том, что раздвигание океанического дна началось не раньше чем через 1 млрд. лет после формирования Земли. Армстронг [5] привел еще один довод против такого одностороннего подхода. Многие докембрийские кристаллические щиты развивались, по-видимому, очень быстро за период времени от 3 до 2,5 млрд. лет назад. После этого их геологическая история была достаточно простой, поскольку в их пределах не происходило крупных тектонических движений и деформаций коры. Армстронг указывает, что за последние 2 млрд. лет мощность земной коры (т. е. глубина до раздела Мохо) в этих районах существенно не изменялась. Поэтому амплитуда поднятий таких континентальных участков по отношению к океаническим бассейнам также не менялась, и уже в раннем докембрии океаны должны были иметь примерно такие же очертания, как и в настоящее время. Поскольку обычно принимают, что океаны образовались в результате дегазации, связанной с магматизмом и дифференциацией [74], то приходится предположить, что в период между 3,5 и 2,5 млрд. лет назад эволюция континентов протекала намного быстрее, чем в среднем в позднейшее время. Не исключено, что на этой ранней стадии быстрой эволюции земной коры вертикальная дифференциация имела большее значение, чем горизонтальная, обусловленная раздвиганием дна океана.
Доводы, которые можно привести в оправдание такого отказа от униформизма, несомненно, в значительной степени умозрительны. Важен тот факт, что образование известково-щелочных пород требует двухстадийного процесса. По-видимому, в течение первого миллиарда лет в истории нашей планеты мощный базальтовый магматизм наблюдался по всей Земле, что привело к образованию первичной базальтовой земной коры. Благодаря высоким термическим градиентам первичная базальтовая кора не могла перейти в эклогит и погрузиться в мантию, что препятствовало развитию второй стадии частичного плавления, необходимой для образования известково-щелочных пород. Второе предположение касается возможного увеличения за прошедшие 4,5 млрд. лет яркости Солнца в 1,6 раза [75]. Если это так, то, как отмечал Рингвуд [68], температура на большей части поверхности Земли 3,5 млрд. лет назад и ранее была ниже 0°С. В связи с этим нормальный геологический цикл с его эрозионным процессом, в котором принимает участие вода, был невозможен. Из-за низкой солености первичные океаны должны были бы замерзнуть. Это в значительной степени препятствовало бы гидратации базальтов на поверхности Земли. Выше мы рассмотрели вопрос о том, какую важную роль в эволюции известково-щелочных пород играет вода, которая привносится в мантию в результате опускания гидратированных горных пород под океаническими желобами. Поэтому можно думать, что в течение первого миллиарда лет едва ли могли существовать условия, благоприятные для поступления в мантию воды в количествах, достаточных для образования известково-щелочных пород.