2. •
Склад і будова глибинних оболонок Землі в останні десятиліття
продовжують залишатися однією з найбільш інтригуючих
проблем сучасної геології. Число прямих даних про речовину
глибинних зон дуже обмежене. У цьому плані особливе місце
займає мінеральний агрегат з кімберлітової трубки Лесото
(Південна Африка), який розглядається як представник
мантійних пород, які залягають на глибині ~250 км. Керн,
піднятий з найглибшої у світі свердловини, пробуреної на
Кольському півострові, що досягла 12 262 м, істотно розширив
наукові представлення про глибинні шари земної кори - тонкої
приповерхової плівки земної кулі. Разом з тим новітні дані
геофізики й експериментів, зв'язаних з дослідженням
структурних перетворень мінералів, уже зараз дозволяють
змоделювати багато особливостей будови, складу і процесів, які
відбуваються в глибинах Землі, знання яких сприяє вирішенню
таких ключових проблем сучасного природознавства, як
формування й еволюція планети, динаміка земної кори і мантії,
джерела мінеральних ресурсів, оцінка ризику поховання
небезпечних відходів на великих глибинах, енергетичні ресурси
Землі й ін.
3. Виділяють три головні області
Землі:
•
1. Земна кора (шар А) -верхня оболонка
Землі, потужність якої змінюється від 6-7
км під глибокими частинами океанів до
35-40 км під рівнинними платформними
територіями континентів, до 50-70(75) км
під гірськими спорудженнями (найбільші
під Гімалаями й Андами).
•
2. Мантія Землі, що поширюється до
глибин 2900 км. У її межах по сейсмічним
даним виділяються: верхня мантія - шар
У глибиною до 400 км і З - до 800-1000 км
(деякі дослідники шар З називають
середньою мантією); нижня мантія - шар
D до глибини 2700 з перехідним шаром
D1 - від 2700 до 2900 км.
•
3. Ядро Землі, що підрозділяється: на
зовнішнє ядро - шар Е в межах глибин
2900-4980 км; перехідну оболонку - шар F
- від 4980 до 5120 км і внутрішнє ядро шар G до 6971 км.
4. •
•
Як видно з попередньої таблиці, земна кора відокремлюється
від шару У верхній мантії досить різкою границею. У 1909 р.
югославський сейсмолог А. Мохоровичич при вивченні
балканських землетрусів вперше встановив наявність цього
розмежування, що носить тепер його ім'я і принятого за нижню
границю земної кори. Часто цю границю скорочено називають
границею Мохоровичича М. Друга різка границя збігається з
переходом від нижньої мантії до зовнішнього ядра, де
спостерігається стрибкоподібне падіння швидкості подовжніх
сейсмічних хвиль з 13,6 до 8,1 км/з, а поперечні хвилі гасяться.
Раптове різке зменшення швидкості подовжніх хвиль і
зникнення поперечних хвиль у зовнішнім ядрі свідчать про
надзвичайний стан речовини, що відрізняється від твердої
мантії.
Ця границя названа ім'ям Б. Гутенберга. Третій розділ
збігається з підставою шаруючи F і внутрішнім ядром Землі
(шар G).
5. • Широко відома модель внутрішньої будівлі Землі
(розподіл її на ядро, мантію і земну кору) розроблена
сейсмологами Г. Джеффрісом і Б. Гутенбергом ще в
першій половині XX століття. Вирішальним фактором
при цьому виявилося виявлення різкого зниження
швидкості проходження сейсмічних хвиль усередині
земної кулі на глибині 2900 км при радіусі планети
6371 км. Швидкість проходження повздовжних
сейсмічних хвиль безпосередньо над зазначеним
рубежем дорівнює 13,6 км/з, а під ним - 8,1 км/с. Це і
є границя мантії і ядра.
6. •
•
Відповідно радіус ядра складає 3471
км. Верхньою границею мантії
служить
сейсмічний
розділ
Мохоровічича (Мохо, М), виділений
югославським
сейсмологом
А.
Мохоровічичем (1857-1936) ще в
1909 році. Він відокремлює земну
кору від мантії. На цьому рубежі
швидкості
повздовжних
хвиль,
подовжніх
через
земну
кору,
стрибкоподібно збільшуються з 6,77,6
до
7,9-8,2
км/з,
однак
відбувається це на різних глибинних
рівнях. Під континентами глибина
роздягнула М (тобто підошви земної
кори)
складає
перші
десятки
кілометрів, причому під деякими
гірськими спорудженнями (Памір,
Анди) може досягати 60 км, тоді як
під
океанськими
западинами,
включаючи і товщу
води, глибина дорівнює лише 10-12
км. Узагалі ж земна кора в цій схемі
вимальовується як тонка шкарлупа,
у той час як мантія поширюється в
глибину на 45% земного радіуса.
7. •
Але в середині XX століття в науку ввійшли представлення про
більш дробову глибинну будівлю Землі. На підставі нових
сейсмологічних даних виявилося можливим розділити ядро на
внутрішнє і зовнішнє, а мантію - на нижню і верхню (мал. 1). Ця
модель, що одержала широке поширення, використовується і в
даний час. Початок їй поклав австралійський сейсмолог К.Е.
Буллен, що запропонував на початку 40-х років схему поділу
Землі на зони, що позначив буквами: А - земна кора, У - зона в
інтервалі глибин 33-413 км, З - зона 413-984 км, D - зона 9842898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121 км, G - 5121-6371 км
(центр Землі). Ці зони відрізняються сейсмічно
• мі характеристиками. Пізніше зону D він розділив на зони D'
(984-2700 км) і D" (2700-2900 км). В даний час ця схема значно
видозмінена і лише шар D" широко використовується в
літературі. Його головна характеристика - зменшення градієнтів
сейсмічних швидкостей у порівнянні з вищележачої областю
мантії.
8. •
Внутрішнє ядро, що має радіус 1225 км, тверде і має велику
щільність - 12,5 г/см3. Зовнішнє ядро рідке, його щільність 10
г/см3. На границі ядра і мантії відзначається різкий стрибок не
тільки у швидкості подовжніх хвиль, але й у щільності. У мантії
вона знижується до 5,5 г/см3. Шар D", що знаходиться в
безпосереднім зіткненні з зовнішнім ядром, випробує його
вплив, оскільки температури в ядрі значно перевищують
температури мантії. Місцями даний шар породжує величезні,
спрямовані до поверхні Землі крізь мантійні тепломассопотоки,
називані плюмами. Вони можуть виявлятися на планеті у виді
великих вулканічних областей, як, наприклад, на Гавайських
островах, в Ісландії й інших регіонах.
•
Верхня границя шаруючи D" невизначений; її рівень від поверхні
ядра може варіювати від 200 до 500 км і більш. Таким чином,
можна укласти, що даний шар відбиває нерівномірне і
разноинтенсивное надходження енергії ядра в область мантії.
9. •
Границею нижньої і верхньої мантії в розглянутій схемі служить
сейсмічний розділ, що лежить на глибині 670 км. Він має
глобальне поширення й улаштовується стрибком сейсмічних
швидкостей убік їхнього збільшення, а також зростанням
густини речовини нижньої мантії. Цей розділ є також і границею
змін мінерального складу порід у мантії.
•
Таким чином, нижня мантія, укладена між глибинами 670 і 2900
км, простирається по радіусі Землі на 2230 км. Верхня мантія
має добре фіксується внутрішній сейсмічний розділ, що
проходить на глибині 410 км. При переході цієї границі зверху
вниз сейсмічні швидкості різко зростають. Тут, як і на нижній
границі верхньої мантії, відбуваються істотні мінеральні
перетворення.
10. •
•
Верхню частину верхньої мантії і земну кору разом виділяють як
літосферу, яка є верхньою твердою оболонкою Землі, на противагу
гидро- і атмосфері. Завдяки теорії тектоніки літосферних плит теорії
"літосфера" одержав найширше поширення. Теорія припускає рух плит
по астеносфері - розм'якшеному, частково, можливо, рідкому
глибинному шарі зниженої в'язкості. Однак сейсмологія не показує
витриманої в просторі астеносфери. Для багатьох областей виявлені
трохи астеносферних шарів, розташованих по вертикалі, а також
переривчастість їх по горизонталі. Особливо виразно їхнє чергування
фіксується в межах континентів, де глибина залягання астеносферних
шарів (лінз) варіює від 100 км до багатьох сотень.
Під океанськими абісальними западинами астеносферний шар лежить
на глибинах 70-80 км і менш. Відповідно нижня границя літосфери
фактично є невизначеної, а це створює великих труднощів для теорії
кінематики літосферних плит, що і відзначається багатьма
дослідниками.
11. •
•
Проблема складу, структури і мінеральних
асоціацій глибинних земних оболонок або
геосфер, звичайно, ще далека від остаточного
рішення,
однак
нові
експериментальні
результати та ідеї суттєво розширюють і
деталізують відповідні подання.
Відповідно до сучасних поглядів, у складі мантії
переважає порівняно невелика група хімічних
елементів: Si, Mg, Fe, Al, Ca і О. Пропоновані
моделі складу геосфер в першу чергу
грунтуються
на
відмінності
співвідношень
зазначених елементів (варіації Mg / (Mg + Fe) = 0
,8-0, 9; (Mg + Fe) / Si = 1,2-1,9), а також на
відмінностях у змісті Al і деяких інших більш
рідкісних для глибинних порід елементів.
Відповідно до хімічним і мінералогічним складом
ці моделі отримали свої назви: піролітовая
(головні мінерали - олівін, піроксени і гранат
відносно 4: 2: 1), піклогітовая (головні мінерали піроксени і гранат, а частка олівіну знижується
до 40%) і еклогітовой, в якій поряд з
характерною для еклогітов піроксен-гранатової
асоціацією присутні і деякі більш рідкісні
мінерали, зокрема Al-який містить кіаніт Al2SiO5
(до 10 вагу.%). Однак всі ці петрологіческіх
моделі ставляться насамперед до породам
верхньої мантії, що тягнеться до глибин ~ 670
км. У відношенні валового складу глибших
геосфер лише допускається, що ставлення
оксидів двовалентних елементів (МО) до
кремнезему (МО / SiO2) ~ 2, опиняючись ближче
до оливину (Mg, Fe) 2SiO4, ніж до піроксенів (Mg,
Fe) SiO3, а серед мінералів переважають
перовскітовие фази (Mg, Fe) SiO3 з різними
структурними спотвореннями, магнезіовюстіт
(Mg, Fe) O зі структурою типу NaCl і деякі інші
фази в значно менших кількостях.
Склад верхньої
мантії
12. •
Сейсмологічні виміру вказують на
те, що і внутрішнє (тверде) і
зовнішнє
(рідке)
ядра
Землі
характеризуються
меншою
щільністю в порівнянні зі значенням,
одержуваним на основі моделі ядра,
що складається тільки з металевого
заліза при тих же фізико-хімічних
параметрах.
Це
зменшення
щільності
більшість
дослідників
пов'язують з присутністю в ядрі
таких елементів, як Si, O, S і навіть
Н, що утворюють сплави з залізом.
Серед фаз, ймовірних для таких
"фаустівська" фізико-хімічних умов
(тиску ~ 250 ГПа і температури 40006500 К), називаються Fe3S з добре
відомим структурним типом Cu3Au і
Fe7S, структура якого зображена на
рис. 3. Інший передбачуваної в ядрі
фазою є b-Fe, структура якої
характеризується
чотиришаровою
дуже ретельним упаковкою атомів
Fe. Температура плавлення цієї
фази оцінюється в 5000 К при тиску
360 ГПа.
13. •
Ядро Землі — внутрішня геосфера
Землі з середнім діаметром 3470 км,
розташована на середній глибині
близько 2900 км. Поділяється на
тверде внутрішнє ядро [1] діаметром
близько 1300 км і рідке зовнішнє
ядро потужністю близько 2200 км,
між якими іноді виділяється 250 км
перехідна зона рідини підвищеної
густини. Ймовірно складається з
залізо-нікелевого сплаву з домішкою
інших сидерофільних елементів.
Розрахункова температура в центрі
ядра Землі сягає 5000 °C, густина —
близько 12,5 т/м³, тиск — до 361
ГПа. Маса земного ядра — 1
932×1024 кг.
•
Даних про ядро дуже мало — вся
інформація отримана непрямими
геофізичними
або
геохімічними
методами, зразки речовини ядра не
доступні, і навряд чи їх буде
отримано
в
найближчому
майбутньому[2].
14. Історія дослідження
ядра
•
Одним з перших припущення про існування всередині
Землі області підвищеної густини висловив Генрі Кавендіш,
який вирахував масу і середню густину Землі і встановив,
що вона значно більша, ніж характерна для порід, що
виходять на земну поверхню.
•
Існування ядра було доведено 1897 року німецьким
сейсмологом Е. Віхертом через наявність ефекту так
званої «сейсмічної тіні». 1910 року за різким стрибком
швидкості повздовжніх сейсмічних хвиль американським
геофізиком Бено Гутенбергом було визначено глибину
залягання його поверхні — 2900 км.
•
Засновник геохімії В. М. Гольдшмідт (нім. Victor Moritz
Goldschmidt) 1922 року припустив, що ядро утворилося
шляхом гравітаційної диференціації первинної Землі в
період її акреції або у пізніші періоди. Альтернативну
гіпотезу, що залізне ядро утворилося ще в протопланетній
хмарі, розробляли німецький вчений А. Ейкен (1944),
американський учений Е. Орован і радянський вчений О. П.
Виноградов (60—70-ті роки).
•
1941 року Кун і Рітман, ґрунтуючись на гіпотезі ідентичності
хімічного складу Сонця й Землі та на розрахунках
фазового переходу у водні, припустили, що земне ядро
складається з металевого водню. Ця гіпотеза не
витримала експериментальної перевірки. Експерименти з
ударного стиснення довели, що густина металевого водню
приблизно на порядок менша, ніж ядра. Однак ця гіпотеза
пізніше була адаптована для пояснення будови планетгігантів — Юпітера, Сатурна та ін. Сучасною наукою
вважаається, що їхнє магнітне поле виникає саме в
металевому водневому ядрі[Джерело?].
15. Склад ядра
•
•
•
•
Склад ядра може бути оцінений з
декількох джерел.
Найближчими
до
речовини
ядра
вважають зразки залізних метеоритів, які
є фрагментами ядер астероїдів і
протопланет. Однак залізні метеорити не
еквівалентні речовині земного ядра,
оскільки вони утворилися в набагато
менших тілах, тобто, за інших фізикохімічних умов.
З даних гравіметрії відома густина ядра,
що обмежує додатково компонентний
склад. Оскільки густина ядра приблизно
на 10% менша, ніж густина сплавів
залізо-нікель, то, відповідно, ядро Землі
містить більше легких елементів, ніж
залізні метеорити.
Виходячи
з
геохімічних
міркувань,
розраховуючи первинний склад Землі і
обчислюючи
частку елементів,
що
складають
інші
геосфери,
можна
побудувати приблизну оцінку складу
ядра. Допомогу в таких обчисленнях
надають
високотемпературні
і
високобаричні експерименти з розподілу
елементів між розплавленим залізом і
силікатними фазами.
16. Час формування
•
•
•
•
•
Утворення ядра — ключовий момент історії Землі. Для визначення віку
цієї події було використано такі міркування:
У речовині, з якої утворилася Земля, був ізотоп 182Hf, який має період
напіврозпаду 9 млн років і перетворюється на ізотоп 182W. Гафній є
літофільним елементом, тобто під час поділу первинної речовини Землі
на силікатну та металеву фази він переважно концентрувався в
силікатній фазі, а вольфрам — в присутності металевої фази проявляє
сидерофільні властовості, і концентрувався в металевій фазі. У
металевому ядрі Землі співвідношення Hf/W близьке до нуля, тоді як у
силікатній оболонці це відношення близьке до 10-14[3].
З аналізу нефракційованих хондритів і залізних метеоритів відоме
первинне співвідношення ізотопів гафнію і вольфраму.
Якщо ядро утворилося через час, що значно перевищує період
напіврозпаду 182Hf, то він би встиг майже повністю перетворитися на
182W, й ізотопний склад вольфраму в силікатній частини Землі та її
ядрі був би однаковим, таким же, як і в хондритах.
Якщо ядро формувалося поки 182Hf ще не розпався, то силікатна
оболонка Землі мала б містити деякий надлишок 182W (у порівнянні з
хондритами), що насправді й спостерігається[3].
17. Теорія Сорохтіна — Ушакова
•
Згідно з моделлю Сорохтіна — Ушакова,[4] процес формування
земного ядра розтягнувся приблизно на 1,6 млрд. років (від 4 до
2,6 млрд. років тому). На думку авторів формування земного
ядра відбувалося в два етапи. Спочатку планета була холодною
та однорідною. Потім вона прогрілась енергією радіоактивного
розпаду до початку плавки металевого заліза, яке стало
проникати до центру Землі. При цьому за рахунок гравітаційної
диференціації виділялась велика кількість тепла, і процес
відділення ядра тільки прискорювався. Цей процес ішов лише
до глибини, нижче якої речовина, через надвисокий тиск,
ставала настільки в'язкою, що глибше занурюватися залізо вже
не могло. У результаті утворився тороїдальний шар
розплавленого заліза і його окису. Він розташовувався над
легшою речовиною первинної «серцевини» Землі. Пізніше
відбулося витискування силікатної речовини з центру Землі на
екваторі, що й спричинило асиметрію планети.
18. Механізм формування земного
ядра
• Про механізм утворення
ядра відомо дуже мало.
Згідно
з
різними
оцінками
формування
відбувалося при тиску
та температурі близькій
до тієї, що зараз панує у
верхній
і
середній
мантії,
а
не
в
планетозималях
і
астероїдах. Це значить
що під час акреції Землі
відбувалася
її
нова
гомогенізація.
