Строение и физические свойства недр Земли

Явления, происходящие в слое D", чрезвычайно важны для понимания и объяснения процессов образования и эволюции земного ядра. Учитывая ту важную роль, которую играет этот слой в строении нижней мантии, исследователи (В.Н. Жарков, В.М. Любимов, JI.H. Дорофеева, В.М. Дорофеев) предложили рассматривать, его в качестве второй астеносферы Земли.

В самом основании нижней мантии в начале 70^ш годов прошлого столетия И.С Берзон выделил тонкий переходный слой между майтией и ядром мощностью порядка 20 км. Слой Берзона характеризуется снижением скорости продольных волн, а скорость поперечных волн убывает от 7,3 км/с практически до нуля, что говорит о существенном снижении коэффициента эффективной вязкости.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Строение и Химический Состав Ядра 

Ядро занимает центральную часть Земли (2900-6371 км), составляя около 17% от её объёма и 33% массы. В его составе выделяют внешнее ядро, переходную оболочку и внутреннее ядро.

Внешнее ядро (слой Е) заключено в пределах от 2900 до 5000 км. Его объём - 15,16%, масса — 29,8%. Оно состоит из вещества, находящегося, как уже отмечалось, в расплавленно-жидком состоянии. Его вязкость оценивается в 0,4П, что близко к вязкости воды. Кроме сейсмических данных, об этом свидетельствуют приливные деформации внутри Земли. Если бы весь земной шар был бы твёрдым, то приливные колебания на поверхности Земли были бы слабее наблюдаемых. Кроме того, нутационные отклонения оси вращения нашей планеты, чандлеровские колебания полюсов (флуктуации Земли в целом относительно оси её вращения), без допущения идеи о жидком внешнем ядре были бы невозможны. В последние годы на основании термодинамического моделирования с использованием механики жидких сред, делаются попытки стратифицировать внешнее ядро на две оболочки: верхнюю и нижнюю. Как уже указывалось, верхняя оболочка внешнего ядра рассматривается как некая слоистая зона, а нижняя — как зона интенсивной конвекции (см. рис.3).

В основании внешнего ядра располагается переходная оболочка (слой F) мощностью около 140 км, интервал глубин 5000+5200 км. Слой характеризуется некоторым увеличением скорости продольных упругих волн до 10,4 км/с, однако поперечные волны в её пределах не прослеживаются.

Внутреннее ядро (слой G или субъядро) занимает самую сердцевину нашей планеты. Его радиус - 1250 км, объём около 0,7%, а масса около 1,8% от массы всей Земли. В его пределах скорость продольных волн возрастает до 11,4 км/с, а поперечных до 3,4-3,6 км/с, что свидетельствует о том, что вещество субъядра находится в твёрдом состоянии.

В отношении химического и минерального состава ядра Земли существуют две  основные точки зрения: ядро — железо-никелевое  или силикатное (т.е. тождественно составу  мантии). Экспериментальные данные по ударному сжатию силикатов, металлов и их окислов, квантохимические расчёты и теоретические построения отвергают идею о каменном составе ядра. Более того, эти опыты показали, что в ядре должно содержаться не менее 80-90% железа. В то же время было доказано, что при давлениях, которые господствуют в ядре Земли, железо-никелевое ядро должно на 8-И 5% превышать плотность внешнего ядра в существующих моделях. Поэтому предполагается, что внешнее ядро состоит из сплавов или соединений железа с более лёгкими элементами, например, Si, О, Н. Считается также весьма возможным соединение железа с серой (Fe₃S).

По мнению О.Г. Сорохтина, наиболее вероятной добавкой к железу во внешнем ядре служит кислород, а основным соединением, определяющим состав внешнего ядра, является оксид одновалентного железа (Fe₂0). В обычных условиях при низких давлениях такого рода соединения неизвестны. Однако при высоких давлениях химические свойства железа могут меняться. Объясняется это тем, что железо относится к переходной группе элементов с незаполненными промежуточными электронными уровнями. Поэтому при высоких давлениях в железе могут возникать электронно-фазовые переходы, меняющие конфигурацию внешних электронных оболочек.

Образование этого вещества может  происходить при распаде железистых силикатов в условиях сверхвысоких давлений с появлением оксида одновалентной фазы железа и выделением свободного кислорода:

 

 

Fe₂Si0₄—>Fe₂0+Si0₂+0

               Фаялит

При дальнейшем увеличении давления может произойти распад самого оксида железа с образованием чистого железа:

 

Fe₂0—» 2Fe+0.

Расчёты О.Г.Сорохтина показывают, что такой переход с выделением чистого железа возможен при давлениях (2,5-3). 10⁵ МПа, что близко к давлению на поверхности внутреннего ядра Земли (3,28*10⁵ МПа). Всё это позволяет высказаться за то, что внешнее ядро состоит из оксида одновалентной фазы железа. Скорее всего, это эвтектический сплав железа (Fe) с вюститом (FeO), что и образует «ядерное» вещество Fe.FeO (Fe₂0).

Внутренне ядро состоит из сплава железа с никелем  в пропорции Fe_0,9Ni_0,1- Наиболее активно процессы кристаллизации железа, вероятно, происходят в переходной оболочке (слой F). В результате этого процесса идёт осаждение свободного железа и приращение внутреннего ядра.

Сейсмические  данные указывают на сложное строение внутреннего ядра Земли: оно состоит из ряда концентрических оболочек с различающимся составом. Такое строение субъядра можно объяснить, допустив, что образование его происходило за счёт кристаллизации из многокомпонентной жидкости при постепенно понижающейся температуре.

 

Физические свойства земных недр

К важнейшим физическим свойствам земных недр следует отнести плотность, давление, температуру, вязкость и добротность.

Плотность является возрастающей функцией глубины, что определяется сжатием земного вещества под влиянием давления вышележащих слоёв, роста с глубиной концентрации тяжёлой компоненты, уплотнением пород и минералов при полиморфных (фазовых) переходах в условиях сверхвысоких давлений. Наряду с общей тенденцией нарастания плотности с глубиной существуют процессы, приводящие к понижению плотности - это разогрев вещества и его плавление, частичное плавление с выделением компоненты меньшей плотности (например, ситуация в астеносфере). Однако явления, приводящие к понижению плотности вещества земных недр с глубиной, как правило, менее значимы, чем причины, заставляющие расти плотность.

В основе методики определения изменения  плотности в Земле с глубиной лежит уравнение Адамса-Вильямсона.

 

где Ар - приращение плотности за счёт приращения давления на глубине ;

g - ускорение силы тяжести; Ф - сейсмический параметр

 

Уравнение Адамса-Вильямсона позволяет  определять лишь градиенты плотности, поэтому для построения непрерывной кривой изменения плотности с глубиной задаются граничные значения плотности на поверхности Земли или в её центре. Дополнительные уточнения в распределении плотности с глубиной вносят данные о собственных колебаниях Земли, а также данные лабораторных исследований по ударному сжатию вещества недр. С учётом сказанного построены несколько моделей распределения плотности в современной Земле, которые не имеют принципиальных отличий. Для дальнейшего изложения принимается модель Наймарка-Сорохтина (рис. 7).

Из  графика следует, что на границе  кора-мантия находится первый, явно выраженный скачок плотности с 2,7-2,8 г/см³ до 3,1-3,2 г/см³. В мантии плотность вещества монотонно возрастает. На этом фоне отмечены более резкие градиенты плотности на глубинах 410, 670, 840, 1700 и 2200 км. На приведённом графике эти градиенты не показаны в связи с мелким масштабом рисунка. В подошве мантии плотность вещества возрастает до 5,6 г/см³.

Резкий  скачок плотности приходится на границу  раздела мантия- ядро (2900 км), при  переходе которой плотность увеличивается почти в два раза до 9,5-10 г/см³. Эти две отчётливые плотностные границы (кора-мантия и мантия-ядро) свидетельствуют, по-видимому, о резкой смене химического состава земного вещества.

Следующий наиболее явный скачок плотности  соответствует глубине 5150 км, которая  отвечает границе внешнего и внутреннего  ядра. Здесь плотность возрастает от 11,4-12,3 до 12,5-13,4 г/см³. В центре Земли значения плотности оцениваются в 13,5-1 4,4 г/см³.

Давление с глубиной характеризуется монотонным возрастанием. Оно рассчитывается исходя из гидростатического закона, т.е. веса столба породы на 1 см² поверхности. Зная плотность горных пород, слагающих земные недра, можно определить давление условного столба на единицу площади на заданной глубине. Исходя из этого, строятся графики изменения давления с глубиной (рис. 8). Наиболее заметный градиент давления приходится на границу мантия-ядро (2900 км), с которой давление начинает заметно нарастать. Считается,

Рис 8

что на поверхности ядра давление составляет 1,34 Мбар1, а в центре Земли - 3,7 Мбар. В таблице № 1 сведены сведения распределения с глубиной наиболее важных показателей физических свойств земных [недр.

Температура — важнейший показатель физического состояния земного вещества. Считается, что в недрах Земли устанавливается адиабатическое* распределение температуры, без дополнительных теплопотерь, т.к. основные теплопотери планеты происходят только через её поверхность.

В этом случае распределение температуры  в недрах (dT/dr) должно описываться известным термодинамическим соотношением (по В.А. Магницкому):

dT / dr--ga—,

 

где g - ускорение силы тяжести;

а- коэффициент объёмного расширения, С_р - теплоёмкость при P=const.

Приведённое уравнение позволяет определить лишь градиенты температуры. Для  построения непрерывной зависимости  Т(г) необходимо задаться исходной температурой либо в начале отсчёта (т.е. на поверхности Земли), либо в его конце (т.е. в центре Земли). Обычно за начальную температуру распределения принимается приведённая к поверхности температура мантии, которая определяется по температуре базальтовых лав, излившихся в рифтовых доли- нах срединно-океанических хребтов. С учётом возможных теплопо- терь при движении магмы по эруптивными каналам температура лав принимается 1320°С (1590°К). При построении зависимости Т(г) необходимо учитывать также температурные скачки при полиморфных переходах минералов в мантии. Так, на глубине 400 км скачок адиабатической температуры достигает, вероятно, 85°С; на глубине 650 км ~90°С; на глубине 800 км ~50°С и т.д. (О.Г.Сорохтин, С.А.Ушаков, 1991). С учётом этих тенденций на границе мантия - ядро температура может достигать 3130-К3150°К, а в центре Земли- до 6140°К (5870°С) (см. таблицу №1) (рис. 9).

(Адиабатический процесс - это такой термодинамический процесс, при котором система не получает теплоты извне и не отдает ее. Это возможно при наличии адиабатической оболочки. Применительно к Земле в качестве таковой можно рассматривать литосферу.)

Из приведённого графика следует, что на поверхности  ядра температура примерно на 70°К ниже температуры плавления железа и приблизительно на 30°К выше температуры плавления эвтектического сплава Fe.FeO, но во много раз ниже температуры плавления силикатов. Отсюда следует, что:

выделение «ядерного» вещества (Fe, FeO) из мантии и его переход во внешнее ядро должно происходить без плавления силикатной матрицы мантии;

окисно-жидкий состав внешнего ядра совместим с его  жидким состоянием.

Вязкость земных недр, так же как и температура, является важнейшим физическим параметром, определяющим геодинамику Земли. О вязкопластичном состоянии земных недр свидетельствует фигура планеты (земной геоид), который соответствует равновесному эллипсоиду вращения жидкого тела. Отклонение формы геоида от эллипсоида вращения не превышает ±100 м. В тоже время скорость прохождения упругих колебаний через мантию говорит о её эффективной жёсткости по отношению к сравнительно кратковременным механическим воздействиям. О.Г. Сорохтин образно сравнивает мантийное вещество с варом, т.е. с очень вязкой жидкостью.

Средняя вязкость мантии оценивается в 310^zz П. По расчетам Г. Ранелли и П. Фишера вязкость мантии меняется от 10²⁰-^5-Ю²⁰ П в астеносфере до 6-10²³ П в низах мантии на глубине 2700 км. По другим данным она может достигать до 5 * 10²⁴ П. Для сравнения укажем значения вязкости для воды (Ю-² П), глицерина (7 П), базальтовых расплавов (10²-10⁴ П), асфальта (Ю¹⁰-Ч0¹² П), стекла (10¹³ П), стали при450°С(10¹⁸-Ю²⁰П).

Во внешнем  ядре Земли вязкость вещества, не должна превышать 0,4 П. Учитывая, что внешнее ядро несколько перегрето, его температура примерно на 50-4 00°С выше температуры плавления эвтектического сплава Fe.FeO, О.Г.Сорохтин предлагает принять вязкость внешнего ядра равным Ю^-ИО"² П.

О вязкости внутреннего  ядра трудно составить какие-либо конкретные суждения. Предполагается, что она на много порядков должна превышать вязкость вещества внешнего ядра (рис. 10).

Добротность мантии (механическая добротность, сдвиговая добротность) - физический параметр, заимствованный из механики. Добротность (Qm) характеризует реологические свойства системы, в нашем случае мантии. Она будет обратно пропорциональна дисси- пативной функции, определяющей затухание сейсмических волн и собственных колебаний Земли на разных глубинах мантии. Добротность характеризует степень приближения реального вещества к идеально упругому телу: чем выше добротность вещества, тем оно ближе по своим реологическим свойствам к идеально упругим телам, и, наоборот, чем ниже добротность, тем вещество более приближается к эффективно-жидким (пластичным) средам. Уменьшение эффективной вязкости вещества соответствует снижению его фактора добротности. Таким образом, добротность - это своеобразная мера идеальности упругой среды.

Механическая  добротность связана с долей  упругой энергии дЕ/Е, переходящей в тепло за колебательный цикл:

Величину —  часто называют диссипативной функцией. На ос- Qmнове экспериментальных данных о затухании упругих колебаний в образцах горных пород и минералов построены модели распределения этого фактора в недрах Земли (рис. 11). Из графика видно, что максимальная добротность мантии фиксируется на глубине 180СН-2500 км. В астеносфере и на подошве мантии (слой D") фактор добротности снижается примерно до 100. Через добротность можно выразить характер затухания объёмных волн в мантии Земли (коэффициент затухания).