Зависимость плотности пород от Р-Т-условий; плотностные модели коры и мантии Земли

Горные породы сжимаются под давлением и расширяются при нагревании.

Объемная сжимаемость, β=dσ/σdP, в большой степени зависит от исходной структуры горной породы и потому различна для магмат-х и метамор-х, с одной стороны, и осадочных пород, с другой, при небольших давлениях, пока не закрыто поровое пространство.

кривые (см. Петрофизика стр46 рис13), характеризующие сжимаемость, в начальных частях кривых для разных пород хорошо видна общая по характеру нелинейность: большая, но уменьшающаяся с давлением сжимаемость до критических значений давления закрытия пор. Затем наклон кривых для разных пород становится одинаковым; он обусловлен сжатием кристаллических решеток: сжимаемость пор у магматических и метаморфических пород сжимаемость при атмосферном давлении больше, иногда на порядок, у осадочных это различие еще больше, до двух порядков. Сжатие решетки не беспредельно; у большинства минералов решетки не выдерживают давления выше критической его величины, разной у разных минералов, но всегда зависящей, кроме того от температуры. Это давление полиморфного фазового перехода в структуру с более плотной упаковкой, с изменением координационного числа решетки. На рис. 13 это изображено в виде увеличения скачком плотности с ростом давления.

Тепловое расширение характеризуется коэффициентом α, имеющим смысл относительного увеличения объема (и уменьшения плотности) с температурой: α=dσ/σdТ. Этот коэффициент мало зависит от давления и температуры в диапазоне изменения этих параметров, соответствующем земной коре, но обнаруживает отчетливую зависимость от состава пород, от содержания SiО2 (рис. 14).

При увеличении содержания кремнекислотности от 30 % в дуните до 70 % в гранитах α возрастает. Еще больше тепловое расширение кварцитов. Эти различия существенны, очевидно, для верхних частей континентальной коры, а в мантии коэффициент теплового расширения изменяется мало.

Изменение плотности с глубиной в среде без изменения состава следовательно, без плотностных границ определяется совместным влиянием температуры и давления.

уравнение Адамса — Вильямсона:

dσ/dz= σ²g/К+ α στ.

Оно дает возможность построения плотностных моделей Земли.

Плотностная структура коры и мантии Земли определяется их минералогическим составом, температурой и давлением.

В земной коре континентов плотность возрастает с глубиной в связи с изменением состава пород. Верхняя часть земной коры сложена осадочными породами, а также кислыми и средними магматическими и близкими им по составу метаморфическими породами. Она меняется по мощности в различных тектонических областях, от 0 до 20 км. Плотность осадочного слоя в среднем равна 2,3—2,5 г/см3, она изменяется из-за вариаций содержания в разрезе карбонатных, терригенных пород и эффузивов.

Гранитно-метаморфический слой, также неоднородный и по мощности и по плотности, имеет среднюю плотность 2,6—2,7 г/см3. В его нижней части некоторые исследователи выделяют слой преимущественно средних порода, «диоритовый» (это не указание состава, а приближенное соответствие свойств); его нижняя граница лежит на глубинах 15—25 км, а плотность составляет 2,75—2,8 г/см3.

Нижний слой континентальной коры и почти вся океаническая кора сложены породами приблизительно основного состава — «базальтовый» слой толщиной от 5 до 20 км с плотностью 2,9—3,0 г/см3. Схематически структура земной коры отражена на рис. 15.

В океанической астеносфере на глубинах 100—200 км в связи с частичным плавлением вещества возможно тепловое разуплотнение верхней мантии на величину не более 0,05 г/см3.

Переходная зона между верхней и нижней мантией на глубинах 420—670 км — это стратифицированный по плотности слой, в котором оливин и пироксены претерпевают полиморфные переходы. Рост плотности при каждом из них — 5—10 %, и нижняя мантия под разделом 670 км имеет плотность (4,40+-0,03) г/см3. К основанию нижней мантии ее плотность возрастает из-за адиабатического сжатия до 5,5—5,6 г/см3.