Геохімія

72

3.5 Земля, її походження та загальний склад. Будова внутрішніх

оболонок Землі в світлі геофізичних даних та результатів

експериментальних досліджень.

ЗЕМЛЯ, ЇЇ БУДОВА І СКЛАД.

Земля є найретельніше вивченою людством планетою Всесвіту, однак безпосередні спостереження охоплюють інтервал не далі як до 15 км вглиб від земної поверхні. Інформація ж щодо глибинної будови Землі отримана переважно в результаті інтерпретації даних дистанційних досліджень: сейсморозвідка і сейсмологія, гравірозвідка і магніторозвідка, теплофізичні дослідження, магнітотелуричне зондування, визначення прецесії рівнодення (момент інерції Землі); а також петрофізичних та геохімічних досліджень гірських порід і метеоритів,

експериментального моделювання.

Рис. 6.1 – Фізичні характеристики речовини Землі на різній глибині (g- прискорення вільного падіння; p – густина; Vp, Vs - швидкості поширення поздовжніх і поперечних хвиль)

Таким чином, з шести оболонок Землі, представлених атмосферою, гідросферою, біосферою, літосферою (земна кора), мантією і ядром, три останні виділяються лише за геофізичними даними, ключову роль в яких відіграють сейсморозвідка та сейсмологія. Загальні дані про будову Землі та співвідношення геосфер (за В.В.Бєлоусовим із змінами) наведені в таблиці 4.1.

Таблиця 4.1 – Співвідношення обсягів і мас геосфер

72

73

На загальну думку, наша планета сформувалася безпосередньо в результаті аккреції речовини сонячної небули. Щоправда, спосіб аккреції є дискусійним.

За моделлю гомогенної аккреції (швидкість аккреції значно менша за швидкість остигання небули, так що між газовою складовою небули та конденсатом речовини досягається хімічна рівновага) добре пояснюється поширеність на Землі таких елементів як Na, K, F, Cl, Br, P [Fegley B. Jr., Levis J.S., 1980]. Але за цією моделлю важко пояснити відмінності в валовому складі Землі і Місяця, а також різноманітність типів метеоритів. Крім того гомогенна аккреція вимагає досить значного (мільйони років і більше) проміжку часу на формування планети.

За моделлю гетерогенної аккреції (швидкість аккреції порівняна або вища за швидкість остигання небули, так що рівновага між газовою складовою небули та конденсатом речовини неможлива) Земля сформувалася дуже швидко (близько 100000 років). Але, в такому випадку, виходячи з результатів теоретичного аналізу послідовності конденсації (див. тему Метеорити), слід вважати що протоядро Землі було не залізо-нікелевим (збагачені кальцієм і алюмінієм силікати і окисли конденсуються раніше за Fe-Ni сплав). У зв’язку з цим Андерсон і Хенкс [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] висловили припущення що протоядро якраз і складалося із високотемпературних силікатів, і було збагачене Ca, Al, Ti, Th, U та TR. Після утворення такого ядра конденсувалося залізо, потім – магнезіальні силікати, далі – конденсати багаті калієм та летючими, в тому числі водою.

В будь-якому випадку формування Землі як планети завершилось близько 4,6 млрд. років тому і з цього часу розпочалась власне геологічна історія Землі.

Вставити про підходи до підрахунку сер. складу Землі.

Середній склад Землі. Геофізичні дані про будову Землі (кора, мантія, ядро), дані про середню густину планети, про склад метеоритів дозволили розрахувати гіпотетичні кларки Землі в цілому. По В.Рама-Мурті і Г.Холлу, склад Землі відповідає суміші 40% матеріалу типу вуглистих хондритів, 50% звичайних хондритів, 10% залізних метеоритів. Проте, в порівнянні з хондритами Земля збіднена К і Rb відносно U, Sr та інших тугоплавких елементів. Для Землі характерна дуже сильна диференціація: K, Rb, Ва, U і Th майже повністю зосереджені у земній корі, причому U і Ва концентруються в земній корі набагато енергійніше, ніж лужні метали та інші легкоплавкі і летючі елементи. Ці та інші факти вказують на глобальне збідніння планети летючими елементами. Вважається, що вони були втрачені до утворення Землі як планети або на початку її історії.

Середній склад Землі вперше був прогнозований радянським геохіміком П.М.Чирвінським у 1919 р. В.А.Рудник і Е.В.Соботович, на основі розробленої ними в 1982 р. моделі обчислили такі кларки Землі: = 99.22

Таблиця 4.2 – Поширеність в різних геосферах Землі (10-4% мас.)

73

74

74

75

Склад ядра

На межі мантія-ядро тиск оцінюється величиною 1,36*1011 Па, а в центрі ядра – понад 3,6*1011 Па. Температура на межі мантія-ядро тиск оцінюється як +2700 +3400 С (якщо орієнтуватись на величину геотермічного градієнту отримаємо близько +90000 С, але це нереально).

За сейсмічними даними більша частина земного ядра рідка (гомогенна рідина, що складає шар E зовнішнього ядра – до глибини 4982 км, перебуває під тиском 1,36 3,2*1011 Па, її густина зростає від 9280 до 12170 кг/м3), далі йде перехідна зона (від 4982 км до 5121 км – шар F, речовина перебуває під тиском 3,2 3,28*1011 Па, її густина зростає від 12170 до 12250 кг/м3) і тільки на глибинах більше 5121 км розташоване тверде внутрішнє ядро (від 5121 км до 6371 км, інші назви

– субядро або шар G, перебуває під тиском 3,28 3,61*1011 Па, його густина зростає від 12250 до

12500 кг/м3).

Ідея про те що ядро складається з сплаву заліза та нікелю має довгу історію, і, з певними модифікаціями, залишається найбільш визнаною по сьогодні. В основі гіпотези про залізонікелеве ядро Землі лежить припущення про близькість складу ядра до складу залізних метеоритів, що містять у середньому 80,78 % Fe, 8,59 % Ni і 0,63 % Co. Експерименти при високих тисках, які відповідають ядру Землі (більш 2,5*1011 Па), показали, що сплав із 90 % Fe і 10 % Ni має властивості, близькі до властивостей земного ядра, визначеним геофізичними методами.

Відмінність фізичних властивостей модельних складів і встановлених геофізичними методами полягає в дещо більшій густині цього сплаву і дещо меншій швидкості поширення пружних хвиль. У зв'язку з цим вважають, що в ядрі є домішка легких елементів, в першу чергу сірки та кисню. Для узгодження петрогустинних моделей вміст сірки, наприклад, повинен досягати 10% мас., що цілком реально з огляду на вміст сірки в хондритах С1.

75

76

На думку ж Рінгвуда [Ringwood A.E., 1966, 1977,1990] більша частина сірки, яка містилася в сонячній небулі була втрачена разом з іншими летючими елементами при нагріві і плавленні під час аккреції Землі. Він вважає найбільш вірогідним входження до складу ядра (як легкого елемента) кисню. В такому випадку ядро має містити до 10% FeO, що, за розрахунками Алегре [Allegre et al..,1995], відповідає вмісту кисню в 4% мас. Отримання надійних оцінок щодо вмісту кисню ускладнюється відсутністю даних про фізичні властивості залізо-нікелевих сплавів з розчиненим FeO за таких тисків і температур.

За розрахунками вище згаданого Алегре речовина ядра може містити також до 7% Si, до 2% S та певну кількість C, P, Mg і H. Що правда, для ліквідації дефіциту маси він враховує в складі ядра певну кількість благородних сидерофільних елементів, таких як Re, Os, Ir та Pt.

В.А.Рудник і Е.В.Соботович вважають, що в ядрі є домішка Si, С, А1 і О, кількість яких більша в зовнішньому ядрі і менша у внутрішньому. Останнє, згідно їх токи зору, на 99 % складається з Fe і Ni (відповідно 90,2% і 9,04%).

На основі різноманітних даних (панування водню в космосі й ін.) розвиваються також уявлення про гідридне і карбідне ядро Землі. За цією гіпотезою внутрішнє тверде ядро складається з гідридів і карбідів. В зовнішньому ядрі відбувається їх розкладання з утворенням вільних металів (Fe, Ni, Co), водню і метану, що мігрують у мантію і визначають розвиток там відновних процесів. У нижній мантії панують вільні метали або ж вони співіснують із силікатами й оксидами. Водень і метан глибинного походження, на думку В.М.Ларін і М.П.Семененка, проникають і в земну кору.

За гіпотезою А.Ф.Капустинського (який розвинув і обгрунтував ідеї В.М.Лодочнікова, 1935; W.Kuhn and A.Rittman, 1941; W.H.Ramsey, 1948), у земному ядрі, внаслідок величезного тиску,

порушується електронна структура атомів. Починаючи з K, електронна структура якого 1s22s2p63s2p6d04s1, виникають умови для вдавлювання в умовах високих тисків зовнішніх електронів на незаповнений 3dрівень. Так, зовнішні 4s2 електрони кальцію, будучи “втиснутими” на рівень 3d, перетворюють його на атом ізокальцію, властивості якого подібні до двовалентного титану. Аналогічний перехід для двохвалентного заліза - d64s2 -> d84s0, призводить до утворення ізозаліза, властивості якого подібні до двохвалентного нікелю. Зникає хімічна індивідуальність атомів і всі елементи одержують однакові металізовані властивості (речовина складається з ядер атомів, що знаходяться в загальній для всіх ядер електронній плазмі). Це визначає одноманітність земного ядра, відсутність розходжень між хімічними елементами (зона «нульового хімізму», «центросфера»). У мантії під впливом сильного тиску змінюються хімічні властивості атомів, тому що електрони переходять на незаповнені внутрішні орбіти. Це зона «виродженого хімізму», або «інтерсфера» (речовина близька до металевого стану, хоча й має силікатний склад). Хімічні ж властивості елементів, що відповідають їх положенню в періодичній системі, виявляються тільки в зоні «нормального хімізму», або «перісфері», яка відповідає земній корі і верхам мантії (верхні 100 км). Таким чином, згідно точки зору Капустинського внутрішня зони планети відрізняються не складом а станом речовини в умовах величезних тисків.

Мантія.

Верхньою межею мантії є поверхня Мохо, а нижньою - розділ Віхерта-Олдхема-Гутенберга - який, як вважається, відділяє мантію від ядра. Ця межа (2898 км) фіксується за різким зменшенням Vp (з 14 до 8 км/с) та виродженням Vs. Затухання Vs в нижній частині мантії дає підстави вважати ядро рідким. Сейсмічні дані вказують також на неоднорідність складу і будови мантії. Нині виділяються:

-гетерогенна верхня мантія, складається з астеносфери (від 5-70 км до 413 км, інша назва – шар B) та перехідної зони (від 413 км до 984 км, інші назви – шар Голіцина, шар C);

-гомогенна нижня мантія (від 984 км до 2898 км, інша назва – шар D).

76

77

Якщо ядро вважається залізо-нікелевим більшістю дослідників, то сумнівів стосовно переважно силікатного складу мантії не висловлював ще ніхто. При цьому всі згодні щодо неоднорідності (як по вертикалі так і по латералі) самої верхньої частини мантії (літосфери ?).

Верхня мантія неоднорідна:

-на рівні поверхні М температура змінюється від 800 C (океан) до 800-1000 C (Карпати, Кавказ).

-свідченням неоднорідності самої верхньої частини мантії: різний елементний склад виявлених в межах платформ та геосинклінальних областей ультрабазитів мантійного походження; відмінність гіпербазитових, олівінових та гранат-перидотитових включень в кімберлітах; відмінність складу глибинних (мантійних за походженням) газів - різний вміст He, Ar, Ne, Xe, CO, H2, CH4.

-цей, самий верхній, шар вірогідно складений олівіном, піроксеном і гранатом, з невеликими домішками шпінелі, амфіболу і флогопіту. При цьому склад шару під океанічною корою (шар гацбургіту – Ol, oPx; шар лерцоліту - Ol, oPx, cPx) відмінний від складу під материками

(перидотит - Ol, cPx, Hbl з включеннями еклогіту - Gr, cPx, oPx, Hbl, Pl).

-в межах верхньої мантії розташована астеносфера - в'язкий пластичний, частково розплавлений (близько 1%?) шар з пониженими швидкостями Vp і Vs. Глибина його залягання від 2-3 км в рифтах серединно-океанічних хребтів, до 80-100 км на периферії океанів і ще глибше - на континентах. В ряді місць платформ і щитів астеносфера не виділяється взагалі, що дало підставу деяким дослідникам виділяти не астеносфери, а астенолінзи. В деяких місцях (Памір, Гімалаї) - виділено кілька астенолінз.

Насиченість глибинних газів CO, H2 і CH4 дозволяє зробити висновок про різко відновний характер середовища мантії.

Верхню мантію і земну кору часто об'єднують в тектоносферу (В.В.Бєлоусов), оскільки саме з цими шарами пов'язані тектонічні та магматичні явища.

Сумарний склад речовини верхньої мантії часто вважають аналогічним складу хондритів, або (за припущенням Рінгвуда) - суміші (3:1) ультраосновних порід (дуніт – Ol+Crt) і лужного базальту (Ne, Lc, cPx, Pl), яка отримала умовну назву піроліт (піроксен-олівінова порода). При підйомі такої суміші до денної поверхні частина речовини розплавляється, з 20-40% розплавленої речовини утворюється базальтова магма (яка виливалась на поверхню протягом всієї історії планети) а решта формує нерозплавлений залишковий перидотит чи дуніт (збіднені Ca, K, Sr, Ba). Одним з джерел енергії для підтримки рухливих локальних зон плавлення є радіоактивний розпад. Якщо температура на верхній та нижній межах зони плавлення відмінна то виникає конвекція з переміщенням легкоплавких елементів вверх. Згідно деяких розрахунків 1/3 верхньої мантії брала участь у формуванні земної кори і тому є "збідненою" на легкоплавкі і летючі компоненти. Мінеральний склад найчастіше моделюється як поступовий перехід (зверху вниз): піроксеновий перидотит (65% Olv, 22% ромб.Px, 12% мон.Px, 2% - шпінель) - гранатовий перидотит (67% Olv, 12% ромб.Px, 11% мон.Px, 10% - піроп) - еклогіт (піроп та моноклинний Px). За деякими даними [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] еклогіт починає переважати з глибини 220 км і розповсюджується до глибини 670 км (тобто до верхньої частини перехідної зони). Загалом, за різними оцінками, еклогітовий шар охоплює близько 20% верхньої мантії.

Оцінений за піролітовою моделлю склад верхньої мантії (за Рінгвудом) виглядає так: SiO2 – 43,2%, MgO – 38,1%, FeO – 9,2%, Al2O3 – 3,9%, CaO – 3,7%, Na2O – 1,8%.

Піролітова модель є лише однією з багатьох можливих, вона не пояснює достатньою мірою виділення летючих (води, хлору, сірки тощо), які складають значну частину продуктів вулканічної діяльності. Відкритим, в принципі, залишається і питання про породний склад верхньої мантії – адже наявність кількох відсотків флогопіту в перидотитах передбачає досить значне насичення багатьма летючими елементами.

77

78

Окремо слід зазначити, що вже в верхній мантії починаються фазові перетворення гранату. Вже з глибин близько 250-300 км домінуючий перед тим піроп (Mg3Al2Si3O12) стає нестійким і замінюється більш стабільним за таких умов гранатом відомим під назвою майорит

(M2(MSi,Al2)Si3O12, де M - Mg, Fe або Ca).

Перехідна зона.

В перехідній зоні середня густина речовини складає 3200 кг/м3 і лише на глибині близько 1000 км спостерігається стрибок густини до 3900 кг/м3. Вважаючи, що перехідна зона мантії, як і верхня, складена силікатами (піроксен і олівін), подібний стрибок густини можна пояснити утворенням більш щільних модифікацій мінералів: стішовіту – 4350 (в кварцу – 2650), периклазу – 3600 кг/м3 (перехід з олівінової структури в шпінелеву - MgAl2O4)

2MgSiO3 Mg2SiO4 + SiO2

Такі переходи починаються при тиску 160*108Па (близько 400 км) і завершуються до глибини близько 1000 км. Починаючи з глибин близько 660-720 км нестійким стає й майорит (який отримує ільменітову структуру - з Mg2(MgSi,Al2)Si3O12 утворюється MgSiO3Al2O3).

Нижня мантія

Зробити обгрунтовані припущення щодо складу і стану речовини в нижній мантії ще важче. Припускають, що вона гомогенна. Припускають, що вона також має силікатний склад (подібний до кам’яних метеоритів). Припускають, що вона містить більше заліза ніж верхня мантія. Вважається, що тут може знаходитись гомогенна суміш залізистих: піроксену - (Mg,Fe)SiO3 з олівіновою та перовскітовою структурою (координаційні числа - в заліза і магнію 6 і 12, відповідно) та периклазу - (Mg,Fe)O з структурами від хлористого натрію до хлористого цезію (при цьому зростають координаційні числа - в заліза і магнію від 6 до 8). Якщо припущення про склад нижньої мантії справедливі, то вона досить сильно відрізняється від земної кори за поширеністю елементів:

Поширеність елементів в Земній корі та нижній мантії (%)

Таким чином, хоча кисень і залишився на 1 місці, але доля його в загальній масі суттєво знизилась. На друге місце вийшов Fe, підвищились вмісти Mg, Ni, S і відносно знизились – Si, Ca, Al, Na, K.

Земна кора.

Кора є самою зовнішньою зоною твердої Землі, її нижньою межею вважається поверхня Мохоровичича, яка фіксується в сейсмічному розрізі стрибкоподібним зростанням Vp (з 6,5 до 7-8 км/с) та Vs (з 3,5-4,0 до 4,5-5,0 км/с). Глибина залягання поверхні Мохо змінюється - від 5 км під океанічними орогенними поясами до 30-40 км під континентальними платформами та 50-75 км під епігеосинклінальними та епіплатформенними поясами. В деяких структурних зонах (рифти) межа М не виражена, а в інших - встановлено кілька поверхонь М. Природа поверхні М чітко не

78

79

з’ясована: з точки зору одних дослідників - це зона переходу від переважно базальтового (грануліти?, діорити?, амфіболіти?) до дуніт-перідодит-еклогітового складу; інші (Афанасьєв Г.Д.) - вважають, що потужність земної кори і під материками і під океанами однакова, а сама поверхня Мохо є зоною ущільнення порід і заповнення водою міжмолекулярного порового простору.

Слід зазначити, що відсутність чіткого розмежування термінів утруднює взаєморозуміння між дослідниками: частина авторів включає до поняття "кора" також атмосферу, гідросферу і навіть біосферу. Звісно, в такому об’єднанні є сенс - зокрема з огляду на участь рідин, газів і організмів в будові земної кори та процесах, що в ній відбуваються. Такий підхід був прийнятний доти, допоки власне кам’яна земна кора найменувалась літосферою, але зараз, коли останній термін застосовують для позначення шару, що включає тверду земну кору і самий верхній твердий шар мантії (який залягає на більш пластичній астеносфері), виникає певний момент невизначеності.

Ще більш умовним, ніж проведення нижньої межі земної кори, є стратифікація земної кори на "гранітний" та "базальтовий" шари за межею Конрада (збільшення Vp з 6 до 7 км/с, а Vs - з 3,5 до 3,8 км/с). Ця межа виділяється не повсюдно, і на загал не є межею поділу гранітів і базальтів, а частіше фіксує пористі колектори - хвилеводи. Багато дослідників взагалі висловлюють сумнів з приводу доцільності пошарового поділу земної кори і вказують, що більш інформативним є блоковий поділ. До складу ж блоків входять і осадочні, і метаморфічні, і інтрузивні, і вулканогенні породи. Рухи блоків є результуючим ефектом екзогенних процесів та переміщень мантійної речовини.

Кору можна умовно поділити на 2 типи - океанічну і континентальну. Легко зрозуміти що значне розмаїття типів порід, відмінність геологічного положення, існуючі флуктуації складу створюють труднощі для отримання надійних оцінок середнього складу кори. Навіть більша однорідність океанічної (порівняно з континентальною) кори, у зв’язку з меншою вивченістю, не дуже полегшує процедуру оцінки.

Для отримання даних про середній склад земної кори дослідниками використовувались 4 основні підходи (та їх комбінації):

A)Підрахунок за наявними аналізами порід

B)Підрахунок за аналізами з врахуванням поширеності порід

C)Поширеність елементів в корі оцінюється на основі моделей кори

D)Непряма оцінка (наприклад, шляхом визначення співвідношень основних та кислих порід за середнім складом осадків що утворились при звітрюванні цих порід)

Методи (A) і (B) частіше використовувались для континентальної кори, а метод (D) взагалі можна застосовувати тільки для континентальної кори.

Коли Ф.У.Кларк (1889 рік), базуючись на 880 аналізах по 10 елементам, визначав загальний хімічний склад земної кори ("Розповсюдженість хімічних елементів") він використовував метод

(A). Не зважаючи на всі методичні хиби такого підходу, оцінка Кларка достатньо близька до даних отриманих з багато більшої кількості аналізів і в результаті значно складніших математичних підрахунків.

Земна кора складена магматичними, осадочними та, утвореними за рахунок тих і інших, метаморфічними породами. Співвідношення вихідних магматичних і осадочних порід, за Кларком, складає 95:5. Осадочні породи, в свою чергу, складаються з: сланців (4%), піщаників (0,75%), вапняків (0,25%). Якщо ж прийняти масу вивержених порід за 100%, то розповсюдженість їх найважливіших представників розподілиться наступним чином (табл. 6.1).

Таблиця 4.3- Відносна поширеність найважливіших вивержених порід (підрахунки І.Фогта, опубликовані Р. Делі) Породи Розповсюдженість, %

79