Общие представления о составе и строении тектоносферы

В геологическом смысле по вещественному составу тектоносфера делится на земную кору и верхнюю мантию до глубины порядка 400 км, а в физическом, точнее реологическом¹, смысле — на литосферу и астеносферу, причем границы между этими подразделениями, как правило, не совпадают и литосфера обычно включает кроме коры и какую-то часть верхней мантии.

¹ Реология — наука о деформациях и течении вязких веществ

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли. Она одевает нашу планету почти сплошным слоем, изменяя свою мощность от 0 на некоторых участках срединно-океанских хребтов и океанских разломов до 70 — 75 км под высокими горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Состав и строение коры очень различны под континентами и под океанами, что дало основание для выделения двух се главных типов, но имеются и промежуточные.

Океанская коразанимает на Земле несколько большую площадь, чем континентальная - 56%, но обладает значительно меньшей мощностью, обычно не превышающей 5—7 км и возрастающей к подножию континентов. В строении (рис. 2.3) достаточно отчетливо выделяются три слоя.

Рис 2.3. Разрез литосферы океанов в сравнении с усредненным разрезом офиолитовых аллохтонов (Бей-оф-Айлендс, Папуа, Семаиль, Троодос, Вуринос), по Дж. Спрею (1983), с дополнениями. Внизу — модель формирования главных единиц разреза в зоне океанского спрединга, по Дж. Палистеру и К. Хопсону (1981):
1 — пелагические осадки; 2 — излившиеся базальты; 3 — комплекс параллельных даек (долериты); 4 — верхние (не расслоенные) габброиды и габбро-долериты, 5, 6 — расслоенный комплекс (кумуляты): 5 — габброиды, 6 — ультрабазиты; 7 — тектонизированные перидотиты; 8 — базальный метаморфический ореол; 9 — базальтовая магма I—IV — последовательная смена условий кристаллизации в очаге по мере удаления от оси спрединга

Первый, или осадочный слой мощностью не более 1 км — в центральных частях океанов, вплоть до полного отсутствия местами в осевых зонах срединно-океанских хребтов, и до 10-15 км — на периферии океанов, близ континентальных подножий. В состав 1-го слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки, причем карбонаты распространяются лишь до некоторой глубины, а ниже исчезают вследствие растворения. Ближе к континенту появляется примесь обломочного материала, снесенного с cyши, так называемые гемипелагические осадки. Скорость распространения продольных сейсмических волн (v_р) в 1-м слое изменяется от 2,0 до 5,0 км/с. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн. лет.

Второй слой океанской коры в своей основной верхней части (2А) сложен базальтами и редкими и тонкими прослоями пелагических осадков; базальты эти нередко обладают характерной подушечной (в поперечном сечении) отдельностью (пиллоу-лавы), но встречаются и покровы массивных базальтов. В нижней части 2-го слоя (2B) обнаружены параллельные дайки долеритов. Общая мощность 2-го слоя 1,5 — 2 км, а скорость продольных сейсмических волн 4,5 — 5,5 км/с.

Строение 1-го и 2-го слоев океанской коры хорошо изучено глубоководным бурением, наблюдениями со спускаемых подводных аппаратов и драгированием. Второй слой на значительную мощность (1726 м) вскрыт скважиной 504 В в восточной части Тихого океана, близ побережья Коста-Рики.

Третий слой океанской коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и подчиненно ультраосновного состава. В его верхней части обычно развиты породы типа габбро, а нижнюю часть составляет «полосчатый комплекс», состоящий из образований габбро и ультрамафитов. Мощность 3-го слоя 5 км. Скорости продольных волн в этом слое достигает 6,0-7,0 км/с. Глубоководным бурением габбро 3-го слоя вскрыты лишь в одной точке в юго-западной части Индийского океана к югу от Мадагаскара, но состав слоя довольно хорошо известен по данным драгирования и наблюдений с подводных аппаратов. Полные разрезы океанской коры и верхов мантии наблюдались в Атлантике французской и советской экспедициями в стенках разломов.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались примерно одновременно с породами 1-го слоя. Это подтверждено скв. 332В глубоководного бурения в Центральной Атлантике, где среди базальтов 2-го слоя были обнаружены прослои фораминиферовых илов, принадлежащие той же фаунистической зоне, что и низы осадочного 1-го слоя, перекрывающие эти базальты. Кроме того, имеются радиометрические датировки пород 2-го и 3-го слоев, также свидетельствующие в пользу близости возраста основания осадочного слоя и двух других слоев океанской коры. Однако в некоторых и, возможно, не столь уж редких случаях базальты 2-го слоя залегают с перерывом на породах 3-го слоя; это особенно характерно для древних аналогов океанской коры (см. ниже). Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограничивается в своём распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей, таких как Японское море, Южно-Охотская (Курильская) котловина Охотского моря, Филиппинское, Карибское и многие другие моря. Кроме того, имеются серьезные основания подозревать, что в глубоких впадинах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей типа Баренцева, где мощность осадочного чехла составляет 10—12 км и более, он подстилается корой океанского типа; об этом свидетельствуют скорости продольных сейсмических волн порядка 6,5 км/с.

Выше говорилось, что возраст коры современных океанов (и окраинных морей) не превышает 180 млн. лет: Однако в пределах складчатых поясов континентов мы находим и гораздо более древнюю, вплоть до раннедокембрийской, кору океанского типа, представленную так называемыми офиолитовыми комплексами (или просто офиолитами). Термин этот принадлежит немецкому геологу Г. Штейнманну и был предложен им еще в начале XХ в. для обозначения характерной «триады» пород, обычно встречающихся вместе в центральных зонах складчатых систем, а именно серпентинизированных ультрамафитов, габбро, базальтов и радиоляритов. Сущность этого парагенеза пород долго интерпретировалась ошибочно, в частности, габбро и гипербазиты считались интрузивными и более молодыми, чем базальты и радиоляриты. Только в 60-г годы, когда были получены первые достоверные сведения о составе океанской коры, стало очевидным, что офиолиты — это океанская кора геологического прошлого (так называлась первая в нашей литературе и одна из первых в мировой литературе статья на эту тему А. В. Пейве, опубликованная в 1969 г.). Это открытие имело кардинальное значение для правильного понимания условий зарождения подвижных поясов Земли.

Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континента, т.е. суши, за возможным исключением наиболее глубоких впадин, но и в пределах шельфовых зон континентальных окраин и отдельных участков внутри океанских бассейнов - микроконтинентов. Тем не менее общая площадь развития континентальной коры меньше, чем океанской, и составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной коры 35-40 км: она уменьшается к окраинам континентов и в пределах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями до 70—75 км.

В общем, континентальная кора, так же как и океанская, имеет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемый в океанской коре. Слои эти следующие.

1. Осадочный слой, обычно именуемый осадочным чехлом. Его мощность изменяется от нуля на щитах и менее крупных поднятиях фундамента территории осевых зон складчатых сооружений до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, предгорных и межгорных прогибах горных поясов. Правда, в этих впадинах кора, подстилающая осадки и обычно называемая консолидированной, может уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к континентальной. В состав осадочного слоя входят различные осадочные породы преимущественно континентального или мелководного морского происхождения реже батиального (опять-таки в пределах глубоких впадин) происхождения, а так же практически повсеместно, покровы и силлы основных магматических пород, образующие трапповые поля. Скорость продольных волн в осадочном слое составляет 2,0 — 5,0 км/с с максимумом для карбонатных пород. Возрастной диапазон пород осадочного чехла — до 1,7 млрд. лет, т.е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов.

2. Верхний слой консолидированной коры выступает на дневную поверхность в зонах складчатых сооружений, он вскрыт на глубину 12 км в Сверхглубокой скважине и на значительно меньшую глубину в скважинах в Волго-Уральской области на Русской плите, на плите Мидконтинента США и на Балтийском щите в Швеции. Золотодобывающая шахта в Южной Индии прошла по данному слою до 3,2 км, в Южной Африке — до 3,8 км. Поэтому состав этого слоя, по крайней мере его верхней части, в общем хорошо известен. Главную роль в его сложении играют различные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и граниты, в связи с чем он нередко именуется гранитогнейсовым. Скорость продольных волн в нем составляет 4,5 - 6,5 км/с. В фундаменте залегают породы, имеющие архейско-протерозойский или даже мезозойский возраст, а частично и во внутренних зонах молодых складчатых сооружений этот же слой сложен менее сильно метаморфизованными (зеленосланцевая фация вместо амфиболитовой) породами и содержит меньше гранитов, поэтому здесь его часто называют гранитно-метаморфическим слоем, а типичные скорости продольных скоростей в нем порядка 5,5 — 6,0 км/с. Мощность данного слоя коры достигает 15 — 20 км на платформах и 25—30 км в горных сооружениях: поэтому попытки достигнуть бурением его подошвы, предпринятые в Кольской и Саатлинской сверхглубоких скважинах, оказались безуспешными.

3. Нижний слой консолидированной коры. Первоначально предполагалось, что между двумя слоями консолидированной коры существует четкая сейсмическая граница, получившая по имени ее первооткрывателя — немецкого геофизика — название границы Конрада. Бурение только что упоминавшихся скважин поставило под сомнение существование такой четкой границы; иногда вместо нее сейсмика обнаруживает в коре не одну, а две (K₁ и К₂) границы, что дало основание выделить в нижней коре два слоя (Н.И. Павленкова) (рис. 2.4). Состав пород, слагающих нижнюю кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинами она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно (см. выше). Исходя из общих соображений, В. В. Белоусов пришел к заключению, что среди пород нижней коры должны преобладать с одной стороны, породы, находящиеся на более высокой ступени метаморфизма и, с другой стороны, породы более основного состава, чем в верхней коре. Поэтому он назвал этот слой коры гранулит-базитовым. Предположение Белоусова в общем подтверждается, хотя обнажения показывают, что в сложении нижней коры участвуют не только основные, но и кислые гранулиты. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю кору по другому признаку — по их отличным реологическим свойствам: верхняя кора жесткая и хрупкая, нижняя — пластичная. На многих сейсмических профилях через фундамент платформ нижняя кора характеризуется наличием многочисленных параллельных отражающих площадок, которые рядом исследователей интерпретируются как пластовые внедрения основных магматических пород. Если это так, то лишний раз подтверждается наименование данного слоя коры как гранулит-базитового. Скорость продольных волн в нижней коре 6,4—7,7 км/с; принадлежность к коре или мантии низов этого слоя со скоростями более 7,0 км/с нередко спорна. Есть предположение, что и некоторых районах, в частности под трапповыми полями, кора подстилается продуктами кристаллизации основной магмы, не вышедшей па поверхность.

¹ Некоторые исследователи оспаривают отнесение указанных фрагментов к нижней коре, полагая, что здесь обнажены лишь низы верхней коры. В этом случае пришлось бы признать, что нижняя континентальная кора вообще нигде не выведена на дневную поверхность.

Рис. 2 4. Строение и мощность континентальной коры.
А — главные типы разреза по сейсмическим данным: I—II — древние платформы (I - щиты II — синеклизы), III — шельфы, IV — молодые орогены. К₁, К₂ — поверхности Конрада, М — поверхность Мохоровичича, скорости указаны для продольных волн (Н.И. Павленкова, 1978); Б - гистограмма распределения мощностей континентальной коры (Дж. Коглеи, 1984); В — профиль обобщенной прочности (Л.И. Лобковский, 1990)

Между двумя крайними типами земной коры океанским и континентальным — существуют переходные типы. Один из них — субокеанская кора — развит вдоль континентальных склонов и подножий, возможно, подстилает дно котловин некоторых не очень глубоких и широких окраинных и внутренних морей. Субокеанская кора представляет собой утоненную до 15—20 км, пронизанную дайками и силлами основных магматических пород континентальную кору. Она вскрыта скважиной глубоководного бурения у входа в Мексиканский залив и обнажена на побережье Красного моря. Другой тип переходной коры — субконтинентальный (термины принадлежат русскому геофизику И. П. Косминской) — образуется в том случае, когда океанская кора в энсиматических вулканических дугах, превращается в континентальную, но еще не достигает полной «зрелости», обладая пониженной, менее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических волн — не более 5,0—5,5 км/с в низах коры.

Некоторые исследователи выделяют в качестве особых типов еще две разновидности океанской коры, о которых уже шла речь выше; это, во-первых, утолщенная до 25—30 км океанская кора внутренних поднятий океана (Исландия и др.) и, во-вторых, кора океанского типа, «надстроенная» мощным, до 15—20 км, осадочным чехлом (Прикаспийская впадина и др.).

Поверхность Мохоровичича и состав верхней мантии.Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко выраженная скачком скоростей продольных волн от 7,5—7,7 до 7,9—8,2 км/с, известна как поверхность Мохоровичича (или просто Мохо и даже М), по имени установившего ее хорватского геофизика. В океанах эта граница отвечает переходу от полосчатого комплекса 3-го слоя с преобладанием габброидов к сплошным серпентинизированным перидотитам (гарцбургитам, лерцолитам), реже дунитам, местами выступающим на поверхность дна, а в скалах Сан-Паулу в Атлантике против берегов Бразилии и на о. Забаргад в Красном море, возвышающимся над поверхностью океана. Обычно граница Мохо в океанах несет следы сильной тектонизации и можно предполагать, что вдоль нее происходят значительные подвижки и даже срывы коры относительно мантии.

Верхи океанской мантии можно наблюдать местами на суше в составе низов офиолитовых комплексов. Их мощность в Омане достигает 8 км, а в Папуа-Новой Гвинее, возможно, даже 12 км. Сложены они перидотитами, в основном гарцбургитами. По мнению некоторых исследователей, в океанах и вулканических дугах сейсмическая граница Мохо не совпадает с петрологической и проходит выше последней, так как полосчатый кумулятивный комплекс низов коры, состоящий в значительной степени из ультрамафитов, по сейсмическим скоростям относится уже к мантии.

На континентах поверхность Мохо недоступна непосредственному изучению и существуют основания полагать, что здесь переход от коры к мантии носит более сложный характер, тем более что на ряде профилей ГСЗ, в частности на Украинском щите, обнаруживается не одна, а несколько границ М (М₁ М₂, М₃, по В.Б. Соллогубу и А.В. Чекунову), которые интерпретируются как результат перескока поверхности М с одного уровня на другой вследствие фазовых превращений. Тем не менее изучение включений в лавах и кимберлитах из трубок показывает, что и под континентами верхняя мантия сложена перидотитами, причем, как здесь, так и под океанами в верхней части это шпинелевые перидотиты, а ниже — гранатовые. Но в континентальной мантии, по тем же данным, кроме перидотитов в подчиненном количестве присутствуют эклогиты, т.е. глубокометаморфизованные основные породы. По предположениям некоторых исследователей (В.С. и Н.В. Соболевы), эклогиты могут представлять собой метаморфизованные реликты океанской коры, затащенные в мантию в процессе поддвига этой коры (субдукции — см. гл. 6).

Верхняя часть мантии вторично обеднена рядом компонентов: кремнеземом, щелочами, ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальтовых пород земной коры. Эта «истощенная» («деплетированная») мантия простирается под континентами на большую глубину (охватывая всю или почти всю ее литосферную часть), чем под океанами, сменяясь глубже «неистощенной» мантией. Средний первичный состав мантии должен быть близок к шпинелевому лерцолиту или гипотетической смеси перидотита и базальта в пропорции 3:1, названной австралийским ученым А.Е. Рингвудом пиролитом.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрастание скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км простирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б.Б. Голицына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы — переходной зоны между верхней и нижней мантией. Возрастание скоростей упругих колебаний в слое Голицына объясняется увеличением плотности вещества мантии примерно на 10% в связи с переходом одних минеральных видов в другие, с более плотной упаковкой атомов: оливина в шпинель, пироксена в гранат.

Нижняя мантия начинается с глубины порядка 670 км. Эксперименты по поведению вещества, отвечающего мантийному при давлениях, соответствующих нижнемантийным, показывают, что нижняя мантия должна быть сложена в основном перовскитом (MgSiO₃) и магнезиовюститом (Fe,Mg)O — продуктами дальнейшего изменения минералов, слагающих среднюю мантию. Но те же эксперименты обнаружили, что этих фазовых превращений недостаточно, чтобы обеспечить реально наблюдаемую плотность вещества нижней мантии, и заставили предполагать некоторое изменение ее химического состава, а именно увеличение отношения Fe/Mg.

Ядро Земли в своей внешней части, по данным сейсмологии, является жидким, а внутреннее — снова твердым. Конвекция во внешнем ядре генерирует главное магнитное поле Земли. Состав ядра подавляющим большинством геофизиков принимается железным. Но опять же по экспериментальным данным приходится допустить некоторую примесь никеля, а также серы, либо кислорода, либо кремния, чтобы объяснить пониженную плотность ядра по сравнению с определенной для чистого железа.

По данным сейсмотомографии, поверхность ядра является неровной и образует выступы и впадины с амплитудой до 5—6 км. На границе мантии и ядра выделяют переходный слой с индексом D" (этот и другие индексы взяты из схемы К. Буллена, обозначившего кору индексом А, верхнюю мантию — В, среднюю — С, нижнюю — D, верхнюю часть нижней мантии D'). Мощность слоя D" Местами достигает 300 км (Т. Джордан и др.). Эти новые данные, как мы увидим ниже, имеют существенное значение для геодинамики, указывая на активное взаимодействие между мантией и ядром.

Литосфера и астеносфера.В отличие от коры и мантии, выделяемым по геологическим данным (по вещественному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера — понятия чисто физические, вернее реологические. Исходным основанием для выделения астеносферы — ослабленной, пластичной оболочки, подстилающей более жесткую и хрупкую литосферу, — была необходимость объяснения факта изостатической уравновешенности коры, обнаруженного при измерениях силы тяжести у подножия, горных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие сооружения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, должны создавать избыточное притяжение. Однако когда в середине XIX в. были произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следовательно, даже крупные неровности рельефа земной поверхности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, Чтобы на уровне земной поверхности не проявлялось значительных отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравновешенности за счет мантии; явление это получило название изостазии.

Существуют два способа осуществления изостазии. Первый заключается в том, что горы обладают корнями, погруженными в мантию, т.е. изостазия обеспечивается вариациями мощности земной коры и нижняя поверхность последней обладает рельефом, обратным рельефу земной поверхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри (рис. 2.5). В региональном масштабе она обычно оправдывается, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблюдается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гиндукуш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализации изостазии: участки повышенного рельефа должны быть сложены менее плотными породами, а участки пониженного — более плотными; это гипотеза другого английского ученого — Дж. Пратта. В этом случае подоh3а земной коры может быть даже горизонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигается комбинацией обоих механизмов — кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Рис. 2.5. Схемы изостатического равновесия земной коры: а — по Дж. Эри, б — по Дж. Пратту

Вообще, как показали гравиметрические исследования, большая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к изостатическому равновесию; в частности, для обширной территории СССР это было показано М.Е. Артемьевым. Действие изостазии наглядно проявляется в том, что под тяжестью ледниковых покровов, достигающих 4-километровой мощности, поверхность коры в пределах Антарктиды и Гренландии испытала значительное прогибание, опустившись на больших участках ниже уровня океана. Напротив, Скандинавия и Канада, освободившись сравнительно недавно от ледникового панциря, испытывают поднятие, на порядок превышающее по скорости то поднятие, которое они испытывали до наступления ледникового периода.

Наибольшие отклонения от изостазии — изостатические аномалии— обнаруживают островные дуги и сопряженные с ними глубоководные желоба. Такие отклонения и тем более движения, направленные на нарушение, а не на восстановление изостатического равновесия, — антиизостатические движения - требуют специального объяснения — привлечения действия дополнительных сил (см. ниже).

Для того чтобы стремление к изостатическому равновесию было эффективным, т.е. под дополнительной нагрузкой происходило бы погружение коры, а при снятии нагрузки - ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, способный к перетеканию из областей повышенного геостатического давления в области пониженного давления. Именно для этого слоя, первоначально выделенного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что означает «слабая оболочка». Это предположение было подтверждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмологами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутствия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился другой метод установления астеносферы — метод магнитотеллурического зондирования (А.Н. Тихонов), при котором астеносфера проявляет себя как зона понижения электрического сопротивления. Кроме того, сейсмологи выявили еще один признак астеносферы — повышенные затухания сейсмических волн.

Все эти особенности астеносферы характеризуют ее как оболочку пониженной по сравнению с литосферой вязкости. Такое свойство астеносферы объясняют частично расплавленным состоянием слагающего ее вещества. Содержание расплава должно быть невелико и составляет всего лишь несколько процентов; пленка расплава вокруг твердых зерен снижает вязкость и увеличивает пластичность. Обычно этому способствует повышение температуры, эффект которого на данной глубине может превзойти эффект повышения давления с глубиной, которое препятствует плавлению. Аналогичную роль может играть и снижение давления (декомпрессия), особенно резкое, например, вдоль разломов, связанных с растяжением, или при утонении литосферы.

Дальнейшее повышение температуры или понижение давления приводит к увеличению содержания расплава в астеносфере и к образованию магматических камер, питающих эффузивный или интрузивный магматизм. Образующаяся в астеносфере магма имеет базальтовый состав, т.е. содержит больше кремнезема, чем исходное ультраосновное вещество. И только при еще более высокой температуре происходит переход в расплав большего процента мантийного вещества и образование магмы ультраосновного же состава. Но такие условия были широко распространены лишь на ранних стадиях развития Земли, до 2,5 млрд. лет, — в архее, когда тепловой поток был значительно более высоким, чем современный.

Итак, астеносфера является главным источником магматической деятельности на Земле. В XIX в. эта роль приписывалась гипотетическому расплавленному слою, подстилающему твердую кору. Но затем сейсмологи установили, что Земля является твердой вплоть до внешнего ядра. Тем самым возникла проблема с источником магмы. Открытие астеносферы решило эту проблему. Но магматические очаги возникают и в коре, и в литосферной мантии, они часто являются вторичными по отношению к астеносферным и играют подчиненную роль. Мантийные магмы, как отмечалось, имеют базальтовый состав; если они возникают за счет истощенной, деплетированной мантии, их отличает крайне низкое содержание щелочей и вообще некогерентных элементов, их продуктом являются толеитовые базальты. В случае, если магматические очаги образуются в недеплетированной мантии, они дают щелочные базальты, обогащенные некогерентными элементами. Коровые магмы имеют более разнообразный и в общем более кислый состав, вплоть до риолитов и гранитов. Широко распространены породы, образовавшиеся благодаря взаимодействию мантийных магм с моровым веществом; к ним относятся диориты, монцониты и др. Существенное влияние на состав магм и пород имеют поднимающиеся из мантийных глубин или из зон поддвига океанской коры флюиды, вызывающие метасоматические изменения мантии и (или) коры и привносящие в них легкоподвижные компоненты.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях литосферы. Течение астеносферного вещества увлекает за собой литосферные пластины-плиты (см. следующую главу) и вызывает их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астеносферы приводит к подъему литосферы, а в предельном случае — к разрыву ее сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тектоносферу, астеносфера является активным, а литосфера — относительно пассивным элементом. Их взаимодействием определяется тектоническая и магматическая «жизнь» земной коры. Однако, как мы увидим дальше, само существование астеносферы и течение се вещества зависят от процессов, протекающих еще значительно глубже в земных недрах, вплоть до границы ядра, а возможно, и в самом ядре.

Первоначально считалось, что в океанах граница литосферы и астеносферы проходит на глубине 50—60 км, а на континентах — 100—120 км. Однако развитие глубинного сейсмического зондирования показало, что амплитуда колебаний глубины кровли астеносферы значительно больше. В осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы находится на глубине всего 3—4 км, т.е. литосфера ограничивается лишь верхней частью коры. По мере движения к периферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет низов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80 — 100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как Восточно-Европейская или Сибирская, мощность литосферы измеряется уже 150-200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям (Т. Джордан), она может достигать 400 км, т.е. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.

Трудность обнаружении астеносферы на глубинах более 150—200 км породила у некоторых исследователей сомнения в ее существовании под такими областями и привела их к альтернативному представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т.е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное значение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно указанные области демонстрируют высокую степень изостатической уравновешенности, ведь к ним относятся приведенные выше примеры областей современного и древнего оледенения — Гренландия и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнаружить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости по латерали или, иначе говоря, в уменьшении контраста между литосферой и астеносферой как в отношении скорости распространения сейсмических волн, так и в отношении электропроводности. Зависит это в конечном счете от уменьшения содержания в астеносфере расплава; в пределе отличие астеносферы от литосферы может состоять лишь в аморфизации вещества. И все это определяется величиной идущего из недр теплового потока: чем выше этот поток и соответственно геотермический градиент, тем на меньшей глубине происходит переход от литосферы к астеносфере и тем мощнее оказывается последняя.