Внутреннее строение Земли. Мантия

ВВЕДЕНИЕ

Состав и  строение глубинных оболочек Земли  в последние десятилетия продолжают оставаться одной из наиболее интригующих  проблем современной геологии. Знания о внутреннем строении Земли пока очень поверхностны, так как получены на основании косвенных доказательств. Прямые свидетельства относятся  только к поверхностной пленке планеты, чаще всего не превышающей полутора десятков километров. В целом же о внутреннем строении нашей планеты  мы знаем меньше, чем о ближнем  Космосе, исследуемом с помощью  спутников и космических кораблей.

Вместе с тем изучение внутреннего  строения Земли актуально и жизненно важно. С ним связаны образование  и размещение многих видов полезных ископаемых, рельефа земной поверхности, возникновение вулканов и землетрясений. Знания о внутреннем строении Земли  необходимы и для составления  геологических и географических прогнозов.

 

Целью работы является изучение внутреннего строения, состава Земли и мантии.

 

 Задачи работы:

 

1. Рассмотреть сейсмическую модель строения Земли и современные данные о сейсмических границах, методы изучения внутреннего строения Земли.

 

2. Изучить внутреннее строение Земли и мантии, их состав.

 

 

 3. Рассмотреть связь мантии с процессами внутри Земли.

 

ГЛАВА 1. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Широко  известная модель внутреннего строения земли разработана сейсмологами Джеффрисом и Гутенбергом еще  в первой половине 20 века. Резкое изменение  скорости сейсмических волн на глубинах 60 и 2900 км позволило сделать вывод  о скачкообразном увеличении плотности  вещества Земли и выделить три  ее части – литосферу (верхняя  ее часть – земная кора), мантию и  ядро.

 

Если бы Земля была однородным телом, то сейсмические волны распространялись бы с одинаковой скоростью, прямолинейно и не отражались. 

 

В действительности же скорость волн неодинакова и изменяется скачкообразно. Так, на глубине около 60 км их скорость «неожиданно» увеличивается с 5 до 8 км/с. На отметке 2900 км она возрастет  до 13 км/с, затем вновь падает до 8 км/с. Ближе к центру Земли зафиксировано  возрастание скорости продольных волн до 11 км/с. Поперечные волны глубже 2900 км не проникают. 

 

Поперечные волны проникают  до глубины 4000 км и затухают, что  свидетельствует о том, что ядро Земли неоднородно по плотности  и внешняя его часть «жидкая», а внутренняя представляет собой  твердое тело (рис. 1).

 

Рис. 1. Внутреннее строение Земли [1]

 

Литосфера. Литосфера (от греческого литос – камень и сфера – шар) – верхняя, каменная оболочка твердой Земли, имеющая сферическую форму. Глубина литосферы достигает более 80 км, в нее включают и верхнюю мантию – астеносферу, служащую субстратом, на котором расположена основная часть литосферы. Вещество астеносферы находится в пластическом (переходном между твердыми телами и жидкостью) состоянии. В результате основание литосферы как бы плавает в субстрате верхней мантии.

 

Земная кора. Верхнюю часть литосферы называют земной корой. Внешняя граница земной коры – поверхность ее соприкосновения с гидросферой и атмосферой, нижняя проходит на глубине 8-75 км и называется слоем или разделом Мохоровичича[1]. Установлен в 1909 году хорватским геофизиком и сейсмологом Андреем Мохоровичичем на основании сейсмических данных.

 

Положение земной коры между мантией  и внешними оболочками – атмосферой, гидросферой и биосферой –  обусловливает воздействие на нее  внешних и внутренних сил Земли.

 

Строение земной коры неоднородно (рис. 2). Верхний слой, мощность которого колеблется от 0 до 20 км, сложен осадочными породами – песком, глиной, известняками и др. Это подтверждают данные, полученные при изучении обнажений и керна буровых скважин, а также результаты сейсмических исследований: породы эти рыхлые, скорость прохождения сейсмических волн невелика.

 

Рис. 2. Строение земной коры [1]

 

Ниже, под материками, расположен гранитный слой, сложенный породами, плотность которых соответствует плотности гранита. Скорость прохождения сейсмических волн в этом слое, как и в гранитах, составляет 5,5–6 км/с.

Под океанами гранитный слой отсутствует, а на материках в некоторых  местах он выходит на дневную поверхность.

 

Еще ниже расположен слой, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью 6,5 км/с. Эта скорость характерна для базальтов, поэтому, несмотря на то что слой сложен разными породами, его называют базальтовым.

 

Граница между гранитным и базальтовым  слоями называется поверхностью Конрада [2]. Этому разделу соответствует скачок скорости сейсмических волн от 6 до 6,5 км/с.

 

       В зависимости от строения и мощности выделяют два вида коры – материковую и океаническую. Под материками кора содержит все три слоя – осадочный, гранитный и базальтовый. Под океанами гранитный слой во многих местах вообще отсутствует, и базальты покрыты тонким чехлом осадочных пород. В глубоководных частях океана мощность коры не превышает 5–7 км, а ниже залегает верхняя мантия (рис. 3).

Рис. 3 Разделение земной коры на океаническую и материковую [2]

 

      Мантия. Это промежуточная оболочка, расположенная между литосферой и ядром Земли. Нижняя ее граница проходит предположительно на глубине 2900 км. На мантию приходится более половины объема Земли. Вещество мантии находится в перегретом состоянии и испытывает огромное давление вышележащей литосферы. Мантия оказывает большое влияние на процессы, происходящие на Земле. В верхней мантии возникают магматические очаги, образуются руды, алмазы и другие ископаемые. Отсюда же на поверхность Земли поступает внутреннее тепло. Вещество верхней мантии постоянно и активно перемещается, вызывая движение литосферы и земной коры.

 

       Ядро. В ядре различают две части: внешнюю, до глубины 5 тыс. км, и внутреннюю, до центра Земли (рис. 4). Внешнее ядро жидкое, так как через него не проходят поперечные волны, внутреннее – твердое. Вещество ядра, особенно внутреннего, сильно уплотнено и по плотности соответствует металлам, поэтому его и называют металлическим.

 

Рис. 4: Внешнее и внутреннее ядро [3]

 Современные данные о сейсмических границах. Чем больше проводится сейсмологических исследований, тем больше появляется сейсмических границ. Глобальными принято считать границы 410, 520, 670, 2900 км, где увеличение скоростей сейсмических волн особенно заметно. Наряду с ними выделяются промежуточные границы: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 км [4]. Дополнительно имеются указания геофизиков на существование границ 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 км. Н.И. Павленковой в качестве глобальной выделена граница 100, отвечающая нижнему уровню разделения верхней мантии на блоки. Промежуточные границы имеют разное пространственное распространение, что свидетельствует о латеральной изменчивости физических свойств мантии, от которых они и зависят. Глобальные границы представляют иную категорию явлений. Они отвечают глобальным изменениям мантийной среды по радиусу Земли.

Отмеченные глобальные сейсмические границы используются при построении геологических и геодинамических  моделей, в то время как промежуточные  в этом смысле пока внимания почти  не привлекали. Между тем различия в масштабах и интенсивности  их проявления создают эмпирическую основу для гипотез, касающихся явлений  и процессов в глубинах планеты.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ГЛАВА 2. МАНТИЯ

2.1 СОСТАВ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ

Проблема состава, структуры и  минеральных ассоциаций глубинных  земных оболочек или геосфер, конечно, еще далека от окончательного решения, однако новые экспериментальные  результаты и идеи существенно расширяют  и детализируют соответствующие  представления.

Согласно современным взглядам, в составе мантии преобладает  сравнительно небольшая группа химических элементов: Si, Mg, Fe, Al, Ca и О. Предлагаемые модели состава геосфер в первую очередь основываются на различии соотношений указанных элементов (вариации Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), а также на различиях в содержании Al и некоторых других более редких для глубинных пород элементов. В соответствии с химическим и минералогическим составом эти модели получили свои названия: пиролитовая (главные минералы - оливин, пироксены и гранат в отношении 4 : 2 : 1), пиклогитовая (главные минералы - пироксен и гранат, а доля оливина снижается до 40%) и эклогитовая, в которой наряду с характерной для эклогитов пироксен-гранатовой ассоциацией присутствуют и некоторые более редкие минералы, в частности Al-содержащий кианит Al₂SiO₅ (до 10 вес. %). Однако все эти петрологические модели относятся прежде всего к породам верхней мантии, простирающейся до глубин ~670 км. В отношении валового состава более глубоких геосфер лишь допускается, что отношение оксидов двухвалентных элементов (МО) к кремнезему (МО/SiO₂) ~ 2, оказываясь ближе к оливину (Mg, Fe)₂SiO₄, чем к пироксену (Mg, Fe)SiO₃, а среди минералов преобладают перовскитовые фазы (Mg,Fe)SiO₃ с различными структурными искажениями, магнезиовюстит  (Mg, Fe)O со структурой типа NaCl и некоторые другие фазы в значительно меньших количествах.

Все предложенные модели весьма обобщенные и гипотетичные. Пиролитовая модель верхней мантии с преобладанием  оливина предполагает ее значительно  большую близость по химическому  составу со всей более глубокой мантией. Наоборот, пиклогитовая модель предполагает существование определенного химического  контраста между верхней и  остальной мантиями. Более частная  эклогитовая модель  допускает  присутствие в верхней мантии отдельных эклогитовых линз и  блоков.

Большой интерес представляет попытка  согласовать структурно-минералогические и геофизические данные, относящиеся  к верхней мантии. Уже около 20 лет допускается, что увеличение скоростей сейсмических волн на глубине ~410 км преимущественно связано со структурной перестройкой оливина a-(Mg, Fe)₂SiO₄ в вадслеит b-(Mg, Fe)₂SiO₄, сопровождающейся образованием более плотной фазы с большими значениями коэффициентов упругости. Согласно геофизическим данным, на таких глубинах в недрах Земли скорости сейсмических волн возрастают на 3-5%, тогда как структурная перестройка оливина в вадслеит (в соответствии со значениями их модулей упругости) должна сопровождаться увеличением скоростей сейсмических волн примерно на 13%. Вместе с тем результаты экспериментальных исследований оливина и смеси оливин-пироксен при высоких температурах и давлениях выявили полное совпадение рассчитанного и экспериментального увеличения скоростей сейсмических волн в интервале глубин 200-400 км. Поскольку оливин обладает примерно такой же упругостью,  как и высокоплотные моноклинные пироксены, эти данные должны были бы указывать на отсутствие в составе нижележащей зоны граната, обладающего высокой упругостью, присутствие которого в мантии неизбежно вызвало бы более значительное увеличение скоростей сейсмических волн. Однако эти представления о безгранатовой мантии вступали в противоречие с петрологическими моделями ее состава.

Так появилась идея о том, что  скачок в скоростях сейсмических волн на глубине 410 км связан в основном со структурной перестройкой пироксен-гранат внутри обогащенных Na частей верхней  мантии. Такая модель предполагает почти полное отсутствие конвекции  в верхней мантии, что противоречит современным геодинамическим представлениям. Преодоление этих противоречий можно  связать с недавно предложенной более полной моделью верхней мантии, допускающей вхождение атомов железа и водорода в структуру вадслеита.

Рис. 5. Изменение объемных пропорций минералов пиролита при возрастании давлений (глубины), по М. Акаоги (1997).

Условные обозначения минералов: Ol - оливин, Gar - гранат, Cpx - моноклинные  пироксены, Opx - ромбические пироксены, MS - "модифицированная шпинель", или вадслеит (b-(Mg, Fe)₂SiO₄), Sp - шпинель, Mj - меджорит Mg₃(Fe, Al, Si)₂(SiO₄)₃, Mw - магнезиовюстит (Mg, Fe)O, Mg-Pv -Mg-перовскит, Cа-Pv-Cа- перовс- кит, X - предпо- лагаемые Al-содер- жащие фазы со структурами типа ильменита, Cа-феррита и/или голландита.

В то время как полиморфный переход  оливина в вадслеит не сопровождается изменением химического состава, в  присутствии граната возникает  реакция, приводящая к образованию  вадслеита, обогащенного Fe по сравнению  с исходным оливином. Более того, вадслеит может содержать значительно  больше по сравнению с оливином атомов водорода. Участие атомов Fe и Н  в структуре вадслеита приводит к уменьшению ее жесткости и соответственно уменьшению скоростей распространения  сейсмических волн, проходящих сквозь этот минерал.

Кроме того, образование обогащенного Fe вадслеита предполагает вовлечение в соответствующую реакцию большего количества оливина, что должно сопровождаться изменением химического состава  пород вблизи раздела 410. Идеи об этих трансформациях подтверждаются современными глобальносейсмическими данными. В  целом минералогический состав этой части верхней мантии представляется более или менее ясным. Если говорить о пиролитовой минеральной ассоциации (табл. 1), то ее преобразование вплоть до глубин ~800 км исследовано достаточно детально и в обобщенном виде представлено на рис. 2. При этом глобальной сейсмической границе на глубине 520 км соответствует  перестройка вадслеита b-(Mg, Fe)₂SiO₄ в рингвудит - g-модификацию (Mg, Fe)₂SiO₄ со структурой шпинели. Трансформация пироксен (Mg, Fe)SiO₃ гранат Mg₃ (Fe, Al, Si)₂ Si₃O₁₂ осуществляется в верхней мантии в более широком интервале глубин. Таким образом, вся относительно гомогенная оболочка в интервале 400-600 км верхней мантии в основном содержит фазы со структурными типами граната и шпинели.

Таблица 1

Минеральный состав пиролита (по Л. Лиу, 1979)

 

Минерал	Химическая формула	Объемное содержание,%
Оливин	(Mg, Fe)2SiO4	57
Ромбический пироксен	(Mg, Fe)SiO3	17
Моноклинный пироксен (омфацит)	(Ca, Mg, Fe)2Si2O6 – NaAlSi2O6	12
Гранат (пироп)	(Mg, Fe, Ca)j(Al, Cr)2Si3O12	14

 

Все предложенные в настоящее время  модели состава мантийных пород допускают содержание в них Al₂O₃ в количестве ~ 4 вес. %, которое также влияет на специфику структурных превращений. При этом отмечается, что в отдельных областях неоднородной по составу верхней мантии Al может быть сосредоточен в таких минералах, как корунд Al₂O₃ или кианит Al₂SiO₅, который при давлениях и температурах, cответствующих глубинам ~450 км, трансформируется в корунд и стишовит - модификацию SiO₂, структура которой содержит каркас из SiO₆ октаэдров. Оба этих минерала сохраняются не только в низах верхней мантии, но и глубже.

Важнейший компонент химического  состава зоны 400-670 км - вода, содержание которой, по некоторым оценкам, составляет ~ 0,1 вес. % и присутствие которой в первую очередь связывают с Mg - силикатами [6]. Количество запасенной в этой оболочке воды столь значительно, что на поверхности Земли оно составило бы слой мощностью 800 м.

 

2.2 СОСТАВ МАНТИИ НИЖЕ ГРАНИЦЫ 670 КМ

Проведенные в последние два-три  десятилетия исследования структурных  переходов минералов с использованием рентгеновских камер высокого давления позволили смоделировать некоторые  особенности состава и структуры  геосфер глубже границы 670 км. В этих экспериментах исследуемый кристалл помещается между двумя алмазными  пирамидами (наковальнями) [7], при сжатии которых создаются давления, соизмеримые  с давлениями внутри мантии и земного  ядра. Тем не менее в отношении  этой части мантии, на долю которой  приходится более половины всех недр Земли, по-прежнему остается много вопросов. В настоящее время большинство  исследователей согласны с идеей  о том, что вся эта глубинная (нижняя в традиционном понимании) мантия в основном состоит из перовскитоподобной фазы (Mg,Fe)SiO₃, на долю которой приходится около 70% ее объема (40% объема всей Земли), и магнезиовюстита (Mg, Fe)O (~20 %). Оставшиеся 10% составляют стишовит и оксидные фазы, содержащие Ca, Na, K, Al и Fe, кристаллизация которых допускается в структурных типах ильменита-корунда (твердый раствор (Mg, Fe)SiO₃-Al₂O₃), кубического перовскита (CaSiO₃) и Са-феррита (NaAlSiO4). Образование этих соединений связано с различными структурными трансформациями минералов верхней мантии. При этом одна из основных минеральных фаз относительно гомогенной оболочки, лежащей в интервале глубин 410-670 км, - шпинелеподобный рингвудит трансформируется в ассоциацию (Mg, Fe)-перовскита и Mg-вюстита на рубеже 670 км, где давление составляет ~ 24 ГПа. Другой важнейший компонент переходной зоны - представитель семейства граната пироп Mg₃Al₂Si₃O₁₂ испытывает превращение с образованием ромбического перовскита (Mg, Fe)SiO ₃ и твердого раствора корунда-ильменита (Mg, Fe)SiO ₃ – A₁₂O₃ при несколько больших давлениях. С этим переходом связывают изменение скоростей сейсмических волн на рубеже 850-900 км, соответствующем одной из промежуточных сейсмических границ. Трансформация Са-граната андрадита при меньших давлениях ~ 21 ГПа приводит к образованию еще одного упомянутого выше важного компонента нижней мантии - кубического Са-перовскита CaSiO ₃ . Полярное отношение между основными минералами этой зоны (Mg,Fe)- перовскитом (Mg,Fe)SiO ₃ и Mg-вюститом (Mg, Fe)O варьирует в достаточно широких пределах и на глубине ~ 1170 км при давлении ~ 29 ГПа и температурах 2000-2800 0С меняется от 2 : 1 до 3 : 1.

Исключительная стабильность MgSiO₃ со структурой типа ромбического перовскита в широком диапазоне давлений, соответствующих глубинам низов мантии, позволяет считать его одним из главных компонентов этой геосферы. Основанием для этого заключения послужили эксперименты, в ходе которых образцы Mg-перовскита MgSiO ₃ были подвергнуты давлению, в 1,3 млн раз превышающему атмосферное, и одновременно на образец, помещенный между алмазными наковальнями, воздействовали лазерным лучом с температурой около 2000 0С.

Таким образом смоделировали условия, существующие на глубинах ~ 2800 км, то есть вблизи нижней границы нижней мантии. Оказалось, что ни во время, ни после эксперимента минерал не изменил свои структуру и состав. Таким образом, Л. Лиу, а также Е. Ниттл и Е. Жанлоз пришли к выводу, согласно которому стабильность Mg-перовскита позволяет рассматривать его как наиболее распространенный минерал на Земле, составляющий, по-видимому, почти половину ее массы.

Не меньшей устойчивостью отличается и вюстит FexO, состав которого в условиях нижней мантии характеризуется значением  стехиометри- ческого коэффициента х < 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe₂+ и Fe₃+. При этом, согласно экспериментальным данным, температура плавления вюстита на границе нижней мантии и слоя D", по данным Р. Болера (1996), оценивается в ~5000 K, что намного выше 3800 0С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0С). Таким образом, вюстит должен сохраниться на этом рубеже в твердом состоянии, а признание фазового контраста между твердой нижней мантией и жидким внешним ядром требует более гибкого подхода  и уж во всяком случае не означает четко очерченной границы между ними.

Следует отметить, что в преобладающих  на больших глубинах перовскитоподобных фазах может содержаться весьма ограниченное количество  Fe, а повышенные концентрации Fe среди минералов  глубинной ассоциации характерны лишь для магнезиовюстита. При этом для  магнезиовюстита доказана возможность  перехода под воздействием высоких  давлений части содержащегося в  нем двухвалентного железа в трехвалентное, остающееся в структуре минерала, с одновременным выделением соответствующего количества нейтрального железа. На основе этих данных сотрудники геофизической  лаборатории Иститута Карнеги Х. Мао, П. Белл и Т. Яги выдвинули  новые идеи о дифференциации вещества в глубинах Земли. На первом этапе  благодаря гравитационной неустойчивости магнезиовюстит погружается на глубину, где под воздействием давления из него выделяется некоторая часть  железа в нейтральной форме. Остаточный магнезиовюстит, характеризующийся  более низкой плотностью, поднимается  в верхние слои, где вновь смешивается  с перовскитоподобными фазами. Контакт  с ними сопровождается восстановлением  стехиометрии (то есть целочисленного отношения элементов в химической формуле) магнезиовюстита и приводит к возможности повторения описанного процесса. Новые данные позволяют  несколько расширить набор вероятных  для глубокой мантии химических элементов. Например, обоснованная Н. Росс (1997) устойчивость магнезита при давлениях, соответствующих  глубинам ~900 км, указывает на возможное  присутствие углерода в ее составе.

Выделение отдельных промежуточных  сейсмических границ, расположенных  ниже рубежа 670, коррелирует с данными  о структурных трансформациях мантийных минералов, формы которых могут быть весьма разнообразными. Иллюстрацией изменения многих свойств различных кристаллов при высоких значениях физико-химических параметров, соответствующих глубинной мантии, может служить, согласно Р. Жанлозу и Р. Хейзену, зафиксированная в ходе экспериментов при давлениях 70 гигапаскалей (ГПа) (~1700 км) перестройка ионноковалентных связей вюстита в связи с металлическим типом межатомных взаимодействий. Рубеж 1200 может соответствовать предсказанной на основе теоретических квантово-механических расчетов и впоследствии смоделированной при давлении ~45 ГПа и температуре ~2000 0С перестройке SiO₂ со структурой стишовита в структурный тип CaCl₂ (ромбический аналог рутила TiO₂), а 2000 км - его последующему преобразованию в фазу со структурой, промежуточной между a-PbO₂ и ZrO₂ , характеризующуюся более плотной упаковкой кремнийкислородных октаэдров (данные Л.С. Дубровинского с соавторами). Также начиная с этих глубин (~2000 км) при давлениях 80-90 ГПа допускается распад перовскитоподобного MgSiO₃, сопровождающийся возрастанием содержания периклаза MgO и свободного кремнезема. При несколько большем давлении (~96 ГПа) и температуре 800 ⁰С установлено проявление политипии у FeO, связанное с образованием структурных фрагментов типа никелина NiAs, чередующихся с антиникелиновыми доменами, в которых атомы Fe расположены в позициях  атомов As, а атомы О - в позициях атомов Ni. Вблизи границы D" происходит трансформация Al₂O₃ со структурой корунда в фазу со структурой Rh₂O₃, экспериментально смоделированная при давлениях ~100 ГПа, то есть на глубине ~2200-2300 км. использованием метода мессбауэровской спектроскопии при таком же давлении обоснован переход из высокоспинового (HS) в низкоспиновое состояние (LS) атомов Fe в структуре магнезиовюстита, то есть изменение их электронной структуры. В связи с этим следует подчеркнуть, что структура вюстита FeО при высоком давлении характеризуется нестехиометрией состава, дефектами атомной упаковки, политипией, а также изменением магнитного упорядочения, связанного с изменением электронной структуры (HS => LS - переход) атомов Fe. Отмеченные особенности позволяют рассматривать вюстит как один из наиболее сложных минералов с необычными свойствами, определяющими специфику обогащенных им глубинных зон Земли вблизи границы D".

Рис. 6. Тетрагональная структура Fe₇S-возможного компонента внутреннего (твердого) ядра, по Д.М. Шерману (1997)

Сейсмологические измерения указывают  на то, что и внутреннее (твердое) и внешнее (жидкое) ядра Земли характеризуются  меньшей плотностью по сравнению  со значением, получаемым на основе модели ядра, состоящего только из металлического железа при тех же физико-химических параметрах. Это уменьшение плотности  большинство исследователей связывают  с присутствием в ядре таких элементов, как Si, O, S и даже О, образующих сплавы с железом. Среди фаз, вероятных  для таких "фаустовских" физико-химических условий (давления ~250 ГПа и температуры 4000-6500 0С), называются Fe3S с хорошо известным  структурным типом Cu3Au и  Fe7S, структура которого изображена на рис. 3. Другой предполагаемой в ядре фазой является b-Fe, структура которой характеризуется четырехслойной плотнейшей упаковкой атомов Fe. Температура плавления этой фазы оценивается в 5000 0С при давлении 360 ГПа. Присутствие водорода в ядре долгое время вызывало дискуссию из-за его низкой растворимости в железе при атмосферном давлении. Однако недавние экспериме- нты (данные Дж. Бэддинга, Х. Мао и Р. Хэмли (1992)) позволили установить, что гидрид железа FeH может сформироваться при высоких температурах и давлениях и оказывается устойчив при давлениях, превышающих 62 ГПа, что соответствует глубинам ~1600 км. В этой связи присутствие значительных количеств (до 40 мол. %) водорода в ядре вполне допустимо и снижает его плотность до значений, согласующихся с данными сейсмологии.

Можно прогнозировать, что новые  данные о структурных изменениях минеральных фаз на больших глубинах позволят найти адекватную интерпретацию  и другим важнейшим геофизическим границам, фиксируемым в недрах Земли. Общее заключение таково, что на таких глобальных сейсмических рубежах, как 410 и 670 км, происходят значительные изменения в минеральном составе мантийных пород. Минеральные преобразования отмечаются также и на глубинах ~850, 1200, 1700, 2000 и 2200-2300 км, то есть в пределах нижней мантии. Это весьма важное обстоятельство, позволяющее отказаться от представления об ее однородной структуре.

 

2.3 НОВАЯ МОДЕЛЬ СТРОЕНИЯ МАНТИИ

К 80-м годам XX века сейсмологические исследования методами продольных и  поперечных сейсмических волн, способных  проникать через весь объем Земли, а потому названных объемными в отличие от поверхностных, распределяющихся лишь по ее поверхности, оказались уже настолько существенными, что позволили составлять карты сейсмических аномалий для разных уровней планеты. Фундаментальные работы в этой области выполнены американским сейсмологом А. Дзевонски и его коллегами [8].

Принципиально новыми являются два  положения:

а) обособление мощной средней мантии в пределах ранее недифференцированной нижней мантии;

б) выделение зон раздела между  верхней и средней мантиями, а  также между средней и нижней. В такой интерпретации мощность нижней мантии сократилась в три  раза и составляет приблизительно 700 км. При этом нижняя мантия отвечает зоне непосредственного влияния  внешнего ядра. Ее нижняя часть испытывает наиболее интенсивное влияние и  соответствует слою D". Над этой оболочкой располагается область  с существенно более пестрой  картиной распределения сейсмоаномалий, имеющая мощность порядка 500 км. Эта  область разграничивает нижнюю и  среднюю мантию, отличающуюся более  значительными по площади и менее  контрастными сейсмическими ареалами. Мощность средней мантии около 860 км. Подчеркнем, что средняя мантия прекрасно  обособляется также на картах американских сейсмологов. Над ней снова выделяется область с относительно более  сложной картиной распределения  сейсмоаномалий, которая отделяет верхнюю мантию. Мощность зоны раздела приблизительно 170 км. Это касается верхней мантии, то она соответствует традиционной модели. Рубеж 410, как уже отмечалось, делит ее на две части: нижнюю и верхнюю. Таким образом суммарно выделяются шесть глубинных геосфер. 

Как же соотносятся предлагаемые границы  глубинных геосфер с ранее  обособленными сейсмологами сейсмическими  рубежами? Сопоставление показывает, что нижняя граница средней мантии коррелирует с рубежом 1700, глобальная значимость которого подчеркнута в  работе [9]. Ее верхняя граница примерно соответствует рубежам 800-900. Это  касается верхней мантии, то здесь  расхождений нет: ее нижняя граница  представлена рубежом 670, а верхняя - рубежом Мохоровичича. Особо обратим  внимание на неопределенность верхней  границы нижней мантии. В процессе дальнейших исследований, возможно, окажется, что намеченные недавно сейсмические рубежи 1900 и 2000 позволят внести коррективы в ее мощность. Таким образом, результаты сопоставления свидетельствуют  о правомерности предлагаемой новой  модели структуры мантии.

 

ГЛАВА 3. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ

 

К физическим свойствам Земли относят температурный  режим (внутреннюю теплоту), плотность  и давление.

 

Внутренняя теплота Земли. По современным представлениям Земля после ее образования была холодным телом. Затем распад радиоактивных элементов постепенно разогревал ее. Однако в результате излучения тепла с поверхности в околоземное пространство происходило ее охлаждение. Образовались относительно холодная литосфера и земная кора. На большой глубине и сегодня высокие температуры. Рост температур с глубиной можно наблюдать непосредственно в глубоких шахтах и буровых скважинах, при извержении вулканов. Так, изливающаяся вулканическая лава имеет температуру 1200–1300 °C.

На поверхности  Земли температура постоянно  изменяется и зависит от притока  солнечного тепла. Суточные колебания  температур распространяются до глубины 1–1,5 м, сезонные – до 30 м. Ниже этого  слоя лежит зона постоянных температур, где они всегда остаются неизменными  и соответствуют среднегодовым  температурам данной местности на поверхности  Земли.

Глубина залегания  зоны постоянных температур в разных местах неодинакова и зависит  от климата и теплопроводности горных пород. Ниже этой зоны начинается повышение  температур, в среднем на 30 °C через  каждые 100 м. Однако величина эта непостоянна  и зависит от состава горных пород, наличия вулканов, активности теплового  излучения из недр Земли.

Зная радиус Земли, можно подсчитать, что в  центре ее температура должна достигать 200 000 °C. Однако при такой температуре  Земля превратилась бы в раскаленный  газ. Принято считать, что постепенное  повышение температур происходит только в литосфере, а источником внутреннего тепла Земли служит верхняя мантия. Ниже рост температур замедляется, и в центре Земли она не превышает 50 000 °C.

 

Плотность Земли. Чем плотнее тело, тем больше масса единицы его объема. Эталоном плотности принято считать воду, 1 см³ которой весит 1 г, т. е. плотность воды равна 1 г/с³. Плотность других тел определяется отношением их массы к массе воды такого же объема. Отсюда понятно, что все тела, имеющие плотность больше 1, тонут, меньше – плавают.

Плотность Земли  в разных местах неодинакова. Осадочные  породы имеют плотность 1,5–2 г/см³, а базальты – более 2 г/см³. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см³– это в 2 с лишним раза больше плотности гранита[3]. В центре Земли плотность слагающих ее пород возрастает и составляет 15–17 г/см³.

 

Давление внутри Земли. Горные породы, находящиеся в центре Земли, испытывают огромное давление со стороны вышележащих слоев. Подсчитано, что на глубине всего лишь 1 км давление составляет 104гПа, а в верхней мантии оно превышает 6 * 104гПа. Лабораторные эксперименты показывают, что при таком давлении твердые тела, например мрамор, изгибаются и могут даже течь, т. е. приобретают свойства, промежуточные между твердым телом и жидкостью. Такое состояние веществ называют пластическим. Данный эксперимент позволяет утверждать, что в глубоких недрах Земли материя находится в пластическом состоянии.