Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




18.10.2017





Яндекс.Метрика
         » » Некоторые геолого-петрографические факты, существенные для обоснованных суждений о строении земной коры

Некоторые геолого-петрографические факты, существенные для обоснованных суждений о строении земной коры

16.11.2017

Для проблемы строения земной коры в области океанов и континентов весьма существенным является вопрос о возрасте (времени существования) океанов на земной поверхности в их современных границах, о чем говорилось выше.

Две различные точки зрения о росте континентов за счет океанов или, наоборот, об увеличении океанов и поглощении ими континентов противоречивы и не могут претендовать на неоспоримость. Вместе с тем имеется масса геологических фактов, указывающих на серьезные изменения глубин океанов в их современных границах.

X.М. Саидова, изучавшая донные фораминиферы в северо-западной части Тихого океана, их распространение, как современное, так и в толщах осадков, приходит к выводу, что дно этой части океана в голоцене погрузилось на 1000—2000 м.

Кришнан считает, что Индийский океан начиная с перми распространился от Восточной Африки до Австралии. В триасе и ранней юре Мадагаскар, Индия, Африка и Австралия разделились. Расчленение Гондваны было завершено к раннему мелу. Он обращает также внимание на значение третичного времени, когда происходило формирование грандиозных лавовых излияний — траппов Декана и образование Гималайских гор от Персии и Сирии до Индонезии.

Ледд, Ингерсон и др. опубликовали отчет о результатах бурения атолла Эпиветок (Маршальские острова). По их данным, основание атолла — базальтовый вулкан, возвышающийся па 2 мили над дном океана. Буровая скважина Е-1, пройдя с поверхности атолла известковые образования, подсекла на глубине 4,208—4,222 фута оливиновые базальты. Разрез над базальтами представлен отложениями: а) известняков эоцена, фаунистически охарактеризованных, мощностью 1370 футов; б) миоцена мощностью 2200 футов; в) плиоцена и постплиоцена мощностью 600 футов. Четвертичными считаются верхние 400 футов, а к современным относятся самые верхние 100 футов.

Приведенные материалы показывают, что в олигоцене остров был поднят над водой (олигоцен в разрезе отсутствует), а начиная с миоцена погрузился вновь на 2800 футов, по-видимому, с временными и положительными движениями, о чем свидетельствует развитие коралловых построек. Измененность верхней части вскрытого базальта скорее свидетельствует о трансгрессивном залегании эоценовых известняков на нем, следовательно, оливиновые базальты основания о. Эниветок — доэоценовые и, вероятно, близки по возрасту к траппам Декана.

Макдональд в работе о Гавайской петрографической провинции выделяет для ряда островов Гавайского архипелага, на основе геологической съемки и петрографического изучения, древнюю, третичную (?) группу изверженных пород и вулканических аппаратов. После большого эрозионного перерыва на эту древнюю формацию налегает молодая плейстоценовая формация вулканов, переходящая в современную (доисторическая и историческая активность вулканов Гавайских островов).

Древняя серия островов Кауай, Оаху и других представлена оливиновыми базальтами, пикритами и андезитами. Они иногда рассекаются штоками габбро и содержат ксенолиты дунитов. Более поздними вулканическими образованиями являются нефелиновые базальты, мелилитовые нефелиновые базальты, антарактиты, нефелиновые базаниты, а также отдельные потоки и купола трахитов.

Среди излияний исторического времени вулкана Килауэа преобладают оливиновые базальты. Для излияний вулкана Мауна-Лоа этого же времени характерно преобладание гиперстенсодержащих базальтов при меньшей роли оливиновых базальтов и пикритов.

В петрографическом обзоре Маршалла «Океания», посвященном островам Тихого океана, приводятся факты о развитии «сиалических» пород — метаморфических сланцев, даже гранитов на многих островах — Каролинских, Маркизовых и Соломоновых.

В статье Гиллули также приводятся данные о наличии сиалических пород на типично океанических островах. В частности, например, граниты и гнейсы найдены на Сейшельских островах (Индийский океан), граниты и сланцы — на островах Фиджи—Тонга. На островах Вознесения, Фолклендских, Зеленого Мыса им же отмечаются риолиты и гранитные породы. Ряд фактов о наличии гранитоидных пород на океанических островах приведен в моей статье 1953 г.

Одним из аргументов сторонников изначально (со времени формирования первичной коры Земли) различной истории и строения земной коры в области континентов и дна океанов являлась кажущаяся специфика вулканизма океанических островов. На. этом основании выделялись так называемые «океаниты». Неоднократно Дэли, Макдональд и другие при сравнении петрографического типа вулканических пород океанических островов и континентов не находили больших различий в их химизме. Co своей стороны отмечу, как все более выясняющееся обстоятельство, что на границе мезозоя и кайнозоя, по-видимому, имела место специфика магматизма. Во многих местах земного шара, и в океанических и в континентальных, в это время происходило формирование субщелочных и щелочных комплексов основных пород — базальтоидов и ассоциирующихся с ними нефелиновых и фельдшпатоидных пород.

Представляет интерес также вспомнить громадные площади мощностью до 3 км залежей траппов Индии, Южной Африки и Сибирской платформы, а также своеобразную формацию ультраосновных и щелочных пород бассейна р. Хатанги (Сибирская платформа). Последняя формация, изученная Е.Л. Бутаковой и Л.С. Егоровым (устное сообщение), включает базальты, нефелиновые базальты, мелилитовые базальты, пикритовые порфириты (меймечиты), трахиты, андезиты и др. Эта ассоциация, включающая меймечиты (пикритовые порфириты), совершенно аналогична той, которая известна как характерная (океаниты) для вулканизма океанических островов. Такую типичную океаническую ассоциацию севера Сибирской платформы относят условно к триасовому возрасту. Залегает она на основании из пород перми, ордовика и докембрия. В пределах Армении известны аналогичные эффузивы, хотя этот район явно относится теперь к континенту.

Все это показывает, что в пределах континентов развиты разновозрастные и самые различные петрографические ассоциации изверженных пород, пока еще, к сожалению, не достаточно изученные именно с точки зрения распространения образуемых ими рядов во времени и пространстве.
На диаграммах (фиг. 1, 2) показаны фигуративные точки типичных «океанических» и некоторых «континентальных» эффузивных магматических пород, а также средние типы магматических излияний для отдельных вулканических районов. Из этих иллюстраций видно, что вулканизм океанических островов не представляет особой специфики.

Накопленные мощности неуплотненных или слабоуплотненных осадков, как это было показано выше, скорее отвечают времени порядка 60 млн. лет. Мы знаем, что в кайнозое происходило формирование высочайших горных хребтов на месте Тетиса, что в олигоцене в отдельных частях бассейна Тихого океана уровень его вод был ниже по крайней мере на 1000 м.

Все эти косвенные данные, конечно, не решают вопроса о возрасте современных океанов (в их современных вместилищах) до тех пор, пока не будут получены прямые факты о геологическом разрезе пород, слагающих дно океана, по крайней мере на 1—1,5 км в глубоководных участках океана. Ho историзм, представляющий сущность геологии как науки, позволяет нам быть уверенными на основе достоверных фактов геологического познания современных континентов, что периодичность геологических процессов на Земле является лейтмотивом ее развития от раннего докембрия до современного периода.

Ho, как неоднократно отмечалось, эта периодичность состоит не в простой повторяемости, сводящейся к униформизму, а характеризуется новыми, дополнительно присущими каждому этапу особенностями, отвечающими общему процессу развития Земли как планеты.

Две трети земной поверхности сейчас скрыты под водой, но это не значит, что закономерности развития земной коры, выявленные для современных континентов и показывающие для них в исторической перспективе смену морского и континентального режимов, смену платформенных условий условиями мобильного развития геосинклинального типа, с сопутствующими явлениями горообразования, магматизма, эрозии и осадконакопления, не могут быть приложимы и к участкам суши, сейчас скрытым под водой.
Об известном спокойствии существования значительных участков суши, составляющих ядра современных континентов, мы можем заключить лишь для относительно небольшого отрезка геологического времени, порядка 500 млн. лет (палеозой, мезозой, кайнозой); предшествующий докембрий даже в областях современных платформ иллюстрирует высокую активность геологических процессов того времени. Среди глубоко метаморфизованных толщ докембрия вполне вероятно присутствие больших толщ осадочных пород, отложившихся в океанических бассейнах докембрийского времени.

Таким образом, кроме косвенных данных о различиях скоростей продольных волн на континентах и под океанами, у нас нет никаких фактов для признания постоянства океанов и разработки вытекающих отсюда гипотез о разной истории сиаля в различных участках земной коры. Наоборот, распределение теплового потока в области океанического дна и континентов скорее свидетельствует о близости среднего состава вещества в этих участках до глубин порядка 200—300 км.

Прежде чем перейти к рассмотрению конкретных геофизических данных последнего времени, остановлюсь на некоторых физических обоснованиях параллелизации скоростей упругих волн с петрографическим составом среды.

На основании изучения упругих свойств пород обычно считается, что скорость продольных упругих волн в гранитах равна или несколько больше 5,5 км/сек, в базальтах — от 6 до 7,5 и в ультраосновных породах — 8,1-8,3 км/сек.

Ho по данным Хьюза и Кросса, определявших экспериментально скорость упругих волн в дунитах при P=70 бар и t° = 24,50, она равна 8,603 км/сек, что расходится с данными о дунитовом составе верхней части мантии, где V=8,0±l км/сек. Скорость продольных волн в гранитах при экспериментах па образцах и с проверкой на местности колеблется от 4,9 до 5,6 км/сек; с увеличением давления скорость увеличивается до 6,4 км/сек (Хыоз) и на 16—18%.

По данным Гамильтона, в его статье «Мощность и консолидация глубоководных осадков», экспериментально доказало, что при уплотнении и дитификации донных известковых илов скорость распространения в этих уплотненных породах упругих волн увеличивается до 5,5 км/сек, т. е. становится «гранитной».

Данные по скоростям поперечных волн вошли в справочник, опубликованный Берчем и др. Часть этих данных приведена в табл. 1; из нее видно, что скорость поперечных волн в гранитах Куинси и Рокпорта при высоких давлениях значительно увеличивается. Проводилось также опытное измерение скорости продольных и поперечных волн на местности в гранитах Куинси и Рокпорта, на небольшом их отрезке в глубину. Скорость поперечных волн для основных и ультраосновных пород в таких же условиях растет значительно меньше.
Используя экспериментальные данные Хьюза и Кросса, Гутенберг в статье из сборника «Земная кора» (фиг. 3) приводит значения скоростей продольных волн для дунита, гранита и известняков при повышении давления и температур. Из этой диаграммы (фиг. 3) видно, что скорость в дунитах повышается от 8,6 до 8,8 км/сек. Хьюз и Кросс в статье о скоростях упругих волн в породах при высоких давлениях и температуре приводят следующие результаты экспериментальных исследований (табл. 2). В этой таблице приведены данные для дунита, имеющего плотность 3,160 и состоящего на 90% из оливина и на 10% из авгита. По этим данным, скорость упругих волн (VD) при Р = 70 бар и t=24,5°=8,603 км/сек. При повышении давления до Р=690 бар (t=24,5°) V=8,820 км/сек, т. е. повышается на 2,5 %, а при давлении 2,415 бар она увеличивается до 8,926 км/сек, или на 3,8%. Исходя из данных Хьюза п Кросса можно думать, что «дунит», если он начинает собой мантию под океаническим дном, должен обладать скоростью VD порядка 8,7-8,8 км/сек.

Из той же работы данные для гранитов Барифилда, Онтарио (табл. 3) показывают увеличение VD от 5,640 км/сек при Р=20 бар и t = 28° до 6,215 км/сек при Р=500 бар и 6,384 км/сек при Р=2000 бар. Тот же гранит при t=100° имеет в условиях Р=500 бар VD=6,243 км/сек и при Р=2000 бар VD=6,372 км/сек. Таким образом, при возрастании давления до вероятного в условиях океанического дна скорость упругих волн в гранитах может возрасти на 10—15%.
По данным Ю.В. Ризниченко, скорость продольных волн в гранитах при повышении давления до 1000 кг увеличивается на 16—18%.

Влияние нагрузки из вышележащих пород на скорость распространения продольных волн в подлежащих породах экспериментально подтвердил Лотон для толщи мела в Йоркшире, где для верхних слоев V=3,00 км/сек, а для образцов на 400 м ниже V=5,00 км/сек. Точно так же Б. В. Соллогуб и др. в Академии наук Украины получили интересные данные по изменениям скорости продольных волн в песчаниках и некоторых других породах в зависимости от нагрузки и водонасыщения.

При сравнении экспериментальных данных о скоростях упругих волн при высоких давлениях с данными о скоростях упругих волн в континентальной коре бросаются в глаза следующие обстоятельства.

По Тейтлу и Тьюву, средняя скорость лишь слегка возрастает с глубиной на протяжении первых двух третей коры (около 20 км), т. е. она повышается от скорости ~6 км/сек до скорости 6,4 км/сек. С той же постепенностью возрастает скорость от 6,5 до 7,05 км/сек в нижележащем, тaк называемом «базальтовом», слое мощностью около 10 км.

Такой ход изменения скоростей упругих, волн скорее свидетельствует о постепенном изменении физического состояния вещества, чем о резкой смене мощных пластов горных пород разного состава и различной плотности. При этом уместно вспомнить приведенное выше «реалистическое представление» Берча о строении верхней части земной коры как о мозаике пород разного состава. С этих позиций понятнее постепенное, медленное возрастание средних скоростей на большом протяжении в глубину.

По экспериментальным данным Хьюза и Кросса, а также Ю.В. Ризниченко, скорость продольных воли в гранитах повышается на 16—18% (Ю. В. Ризниченко) и до 6,3—6,4 км/сек (Хьюз) уже при давлении 1000—1500 кг/см2.

Если предположить, что давление нагрузки из вышележащих пород тождественно весу столба тяжелой жидкости соответствующей плотности, то давления порядка 1000—1500 кг/см2 создаются на протяжении уже первых 6 км глубины континентальной коры; с дальнейшим углублением и возрастанием давления вплоть до поверхности Мохоровичича нарастание скорости упругих волн проходит гораздо медленнее. Какую роль при этом играют изменения плотности, упругих свойств пород (модуль Юнга, например), силы сцепления в кристаллических телах и т. п. в комбинации с температурными влияниями, пока в достаточной мере не выяснено.
В частности, Берч, рассматривая вопрос о пределах напряжений в коре, пишет: «Считать, что все напряжения сводятся к простому давлению, как если бы кора была просто тяжелой жидкостью, было бы слишком грубым упрощением». Такое давление (Pgh) легко подсчитать. Всякое напряжение может быть разложено па среднее давление, носящее характер гидростатического давления, и систему касательных напряжений, для которых среднее давление равно нулю.

Принимая, что среднее давление равно одной трети суммы главных напряжений и что оно должно лежать в пределах Pgh±4/3S (S — максимальное касательное напряжение), Берч дает примерные значения среднего давления на разных глубинах. В частности, для глубины 20 им в земной коре среднее давление (в барах) максимальное — 9500 и минимальное — 1500. При этом имеются в виду гранитные породы, для которых им принято, что S=3000 бар.

Обращаясь к океанической коре, необходимо указать, что, по последним данным, Райтт и Шор считают, что изучение сейсмических волн дает возможность создания четырехслойной модели коры (тихоокеанской) со скоростями для отдельных слоев 2-5-6,8 и 8,2 км/сек. Эта модель приложима, видимо, к глубоководным частям океанов; в области островов строение коры приближается к континентальному.

К сожалению, мне неизвестны значения скоростей продольных волн в базальтах или габбро при различных давлениях, полученные экспериментально. Ho давления порядка 1000—1500 кг/см2, при которых скорость в гранитах и мраморах достигает 6,4 кг/сек, исходя из нагрузки лежащей выше среды, создаются в толще пород, слагающих океаническое дно, видимо, уже в верхней трети так называемого «базальтового» слоя. Оно будет обусловлено весом: 1) двухкилометровой толщи «базальта» с плотностью 2,8-2,9; 2) толщи пород, в которых скорость продольных волн равна 5 км/сек, мощностью около 2 км; 3) слоя неуплотненных осадков мощностью около 1 км; 4) столба океанической воды высотой 5—6 км, создающего постоянное давление порядка 500—600 кг/см2 на подлежащие твердые породы. Для исчисления напряжений, возникающих в придонных породах, в этом случае не возникает осложнений, связанных с упругими свойствами, силами сцепления в давящем теле. В этом отношении океаническая кора коренным образом отличается от континентальной. Если же при этом учесть, что, во-первых, такие условия на дне океана действуют в течение десятков миллионов лет, а плотности многих метаморфических пород Индостана и Цейлона (см. табл. 4), определенные Е.А. Саниной (Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН России), близки или даже превышают плотность базальтовых пород, то естественной, с позиции геолога, является постановка вопроса о правомерности отождествления пласта собственно «океанической» коры с базальтом.
Среди коренных пород дна Тихого океана возможны мощные, до 3 км, толщи базальтов, подобные покровам траппов Декана. Нe исключена вероятность наличия там же среди коренных пород мощных толщ метаморфизованных пород типа чарнокитов и т. д. Вместе с тем средняя скорость продольных волн 6,8 км/сек (модель тихоокеанского дна по Райтту) для «базальтового» слоя меньше отличается от скорости в граните = 6,4 км/сек (при давлении 1000—1500 кг/см2), чем плотность гранита отличается от плотности базальта.

Учитывая имеющуюся зависимость между плотностью, давлением и скоростями упругих волн, невольно задаешься вопросом, нельзя ли предположить, что близкие напряжения реализуются на различной глубине: в «слоях» континентальной коры порядка 20 км, а в океанической коре в пределах так называемого базальтового слоя!

Такой вопрос, связанный с понятиями прочности, сил сцепления в кристаллическом теле, разрыва, текучести и т. д., еще недостаточно освещен экспериментально и теоретически, но точные данные в области этих понятий чрезвычайно важны для понимания изменений физического состояния вещества земной коры, с чем в первую очередь связаны и различные значения скоростей распространения упругих волн.