Склад
і будова мантії землі
Д.Ю. Пущаровскій, Ю.М. Пущаровскій (МДУ ім. М.В.
Ломоносова)
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 обмежено. У цьому плані особливе
місце займає мінеральний агрегат з кімберлітовій трубки Лесото (Південна
Африка), який розглядається як представник мантійних порід, що залягають
на глибині ~ 250 км. Керн, піднятий з найглибшої у світі свердловини,
пробуреної на Кольському півострові і досягла позначки 12 262 м, істотно
розширив наукові представлення про глибинні горизонтах земної кори - тонкої
приповерхневої плівці земної кулі.
Разом з тим новітні дані геофізики й експериментів, пов'язаних з
дослідженням структурних перетворень мінералів, уже зараз дозволяють
змоделювати багато особливостей будови, складу і процесів, що 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 та ін
Сейсмічна
модель будови Землі
Широко
відома модель внутрішньої будови Землі (розподіл її на ядро, мантію і земну
кору) розроблена сейсмологами Г. Джеффріс 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 поздовжніх
сейсмічних хвиль безпосередньо над зазначеним рубежем дорівнює 13,6 км/с, а під
ним - 8,1 км/с. Це і є границя мантії і
ядра
.
Відповідно
радіус ядра складає 3471 км. Верхній кордоном мантії служить сейсмічний розділ Мохоровичича
(Мохо
, М),
виділений югославським сейсмологів А. Мохоровичича (1857-1936) ще в 1909
році. Він відокремлює земну кору від мантії. На цьому рубежі швидкості поздовжніх
хвиль, що пройшли через земну кору, стрибкоподібно збільшуються з 6,7-7,6 до
7,9-8,2 км/с, однак відбувається це на різних глибинних рівнях. Під
континентами глибина розділу М (тобто підошви земної кори) складає перші
десятки кілометрів, причому під деякими гірськими спорудами (Памір, Анди)
може досягати 60 км, тоді як під океанськими западинами, включаючи і товщу води, глибина дорівнює лише 10-12 км. Взагалі ж
земна кора в цій схемі вимальовується як тонка шкаралупа, у той час як
мантія поширюється в глибину на 45% земного радіуса.
Але
в середині XX століття в науку ввійшли представлення про більш дробному глибинному
будову 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.Є. Буллен, який запропонував у
початку 40-х років схему поділу Землі на зони
,
які позначив буквами: А - земна кора, В - зона в інтервалі глибин 33-413
км, С - зона 413-984 км, D - зона 984-2898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121
км, G - 5121-6371 км (центр Землі). Ці зони відрізняються сейсмічними
характеристиками. Пізніше зону D він розділив на зони D '(984-2700 км) і D "
(2700-2900 км). В даний час ця схема значно видозмінено і лише
шар D "широко використовується в літературі. Його головна характеристика --
зменшення градієнтів сейсмічних швидкостей у порівнянні з вищерозміщених
областю мантії.
Рис.
1. Схема глибинної будови Землі
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 кордоні ядра і мантії відзначається різкий
стрибок не тільки у швидкості поздовжніх хвиль, але й у щільності. У мантії вона
знижується до 5,5 г/см3. Шар D ", що знаходиться в безпосередньому
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 тепломассопотокі,
звані плюмами
. Вони можуть виявлятися на планеті у вигляді
великих вулканічних областей, як, наприклад,
на Гавайських островах, в Ісландії й інших регіонах.
Верхня
межа шару D "невизначена; її рівень від поверхні ядра може
варіювати від 200 до 500 км і більше. Таким чином, можна зробити висновок, що
даний шар відбиває нерівномірне і разноінтенсівное надходження енергії ядра
в область мантії.
Межею
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.
Верхню
частина верхньої мантії і земну кору злитно виділяють як літосферу, що є
верхньою твердою оболонкою Землі, на противагу гидро-і атмосфері.
Завдяки теорії тектоніки плит літосфери термін "літосфера"
отримав широке розповсюдження. Теорія припускає рух плит по астеносфері
- Розм'якшеному, частково, можливо, рідкому
глибинному шарі зниженої в'язкості. Однак сейсмологія не показує
витриманою в просторі астеносфери. Для багатьох областей виявлені кілька
астеносферних шарів, розташованих по вертикалі, а також уривчастість 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 Абісальна западинами астеносферний шар лежить на глибинах 70-80 км
і менше. Відповідно нижня границя літосфери фактично є
невизначеною, а це створює великі труднощі для теорії кінематики
літосферних плит, що і відзначається багатьма дослідниками.
Такі
основи уявлень про будову Землі
, Що склалися
до теперішнього часу. Далі звернемося до новітніх даних у відношенні глибинних
сейсмічних рубежів, що представляють найважливішу інформацію про внутрішню будову
планети.
Сучасні
дані про сейсмічні межах
Тим
більше проводиться сейсмологічних досліджень, тим більше з'являється сейсмічних
кордонів. Глобальними прийнято вважати кордону 410, 520, 670, 2900 км, де
збільшення швидкостей сейсмічних хвиль особливо помітно. Поряд з ними
виділяються проміжні кордону: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 км
[1]. Додатково є вказівки геофізиків на існування кордонів 800,
1200-1300, 1700, 1900-2000 км. Н.І. Павленкова нещодавно як глобальної
виділена кордон 100, що відповідає нижнього рівня поділу верхній мантії на
блоки. Проміжні кордону мають різне просторове поширення, що
свідчить про латеральної мінливості фізичних властивостей мантії, від
яких вони і залежать. Глобальні кордони представляють іншу категорію явищ.
Вони відповідають глобальним змінам мантійних середовища по радіусу Землі.
Зазначені
глобальні сейсмічні кордону використовуються при побудові геологічних і
геодинамічних моделей, у той час як проміжні в цьому сенсі поки що
уваги майже не залучали. Тим часом відмінності в масштабах і інтенсивності їх
прояви створюють емпіричну основу для гіпотез, що стосуються явищ і
процесів в глибинах планети.
Нижче
розглянемо, яким чином геофізичні рубежі співвідносяться з отриманими в
Останнім часом результатами структурних змін мінералів під впливом високого тиску і
температур, значення яких відповідають умовам земних глибин.
Склад верхньої
мантії
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.
Згідно
сучасним поглядам, 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 різниці співвідношень зазначених елементів (варіації Mg/(Mg + Fe)
= 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2 Р1, 9), а також на відмінностях у змісті Al та
деяких інших більш рідкісних для глибинних порід елементів. Відповідно до
хімічними та мінералогічним складом ці моделі отримали свої назви: піролітовая
(головні мінерали - олівін, піроксени
і гранат відносно 4: 2: 1), піклогітовая
(головні мінерали - піроксен і гранат, а частка олівіну знижується до 40%) і еклогітовая
, В якій поряд з характерною для
еклогітов піроксен-гранатовий асоціацією присутні і деякі більш рідкісні
мінерали, зокрема Al-який містить Кіаніт Al2SiO5 (до 10 вагу.%). Проте всі
ці петрологіческіе моделі відносяться перш за все до порід верхньої мантії
, Що тягнеться до
глибин ~ 670 км. Щодо валового складу більш глибоких геосфер лише
допускається, що ставлення оксидів двовалентних елементів (МО) до кремнезему
(МО/SiO2) ~ 2, опиняючись ближче до олівін (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.
Всі
запропоновані моделі досить узагальнені і гіпотетична. Піролітовая модель
верхній мантії з переважанням олівіну припускає її значно більшу
близькість за хімічним складом зі всієї більш глибокої мантією. Навпаки,
піклогітовая модель передбачає існування певного хімічного
контрасту між верхньою і решті мантіями. Більш приватна еклогітовая модель допускає присутність у верхній мантії
окремих еклогітових лінз і блоків.
Великий
інтерес представляє спроба узгодити структурно-мінералогічні і
геофізичні дані, що відносяться до верхньої мантії. Вже близько 20 років
допускається, що збільшення швидкостей сейсмічних хвиль на глибині ~ 410 км
переважно пов'язано із структурною перебудовою олівіну a-(Mg, Fe) 2SiO4 в
вадслеіт b-(Mg, Fe) 2SiO4, що супроводжується утворенням більш щільною фази з
великими значеннями коефіцієнтів пружності. Згідно з геофізичними даними, на
таких глибинах у надрах Землі швидкості сейсмічних хвиль зростають на 3-5%,
тоді як структурна перебудова олівіну в вадслеіт (відповідно до
значеннями їх модулів пружності) повинна супроводжуватися збільшенням швидкостей
сейсмічних хвиль приблизно на 13%. Разом з тим результати експериментальних
досліджень олівіну і суміші олівін-піроксен при високих температурах і
тисках виявили повний збіг розрахованого та експериментального
збільшення швидкостей сейсмічних хвиль в інтервалі глибин 200-400 км. Оскільки
олівін має приблизно такий же пружністю, як і високощільні Моноклінна піроксени, ці
дані повинні були б вказувати на відсутність у складі нижележащий зони
граната, що володіє високою пружністю, присутність якого в мантії
неминуче викликало б більш значне збільшення швидкостей сейсмічних хвиль.
Проте ці уявлення про безгранатовой мантії вступали в протиріччя з
петрологіческімі моделями її складу.
Таблиця 1.
Мінеральний склад піроліта (за Л. Ліу, 1979)
Так
з'явилася ідея про те, що стрибок у швидкостях сейсмічних хвиль на глибині 410
км пов'язане в основному зі структурною перебудовою піроксен-гранат всередині
збагачених Na частин верхньої мантії. Така модель передбачає майже повне
відсутність конвекції у верхній мантії, що суперечить сучасним
геодінамичних уявленням. Подолання цих суперечностей можна пов'язати з
нещодавно запропонованої більш повної моделлю верхній мантії [2], що допускає
входження атомів заліза і водню в структуру вадслеіта.
Рис.
2. Зміна об'ємних про-порцій мінералів піроліта при зростанні тисків
(глибиною ни), за М. Акаогі (1997). Умовні позначення мінералів: Ol - олівін,
Gar - гранат, Cpx - Моноклінна піроксени, Opx - ромбічні піроксени, MS --
"модифікований-ва шпінель", або вадслеіт (b-(Mg, Fe) 2SiO4), Sp --
шпінель, Mj - меджоріт Mg3 (Fe, Al, Si) 2 (SiO4) 3, Mw - магнезіовюстіт (Mg, Fe) O,
Mg-Pv-Mg-Перовським, CА-Pv-CА-перовс-кіт, X - припускає-логуєтеся Al-содер -
жащіе фази зі структурами типу ільменіту, CА-фериту та/або голландіта
В
той час як поліморфний перехід олівіну в вадслеіт не супроводжується
зміною хімічного складу, у присутності граната виникає реакція,
що приводить до утворення вадслеіта, збагаченого Fe в порівнянні з вихідним
олівінів. Більш того, вадслеіт може містити значно більше в порівнянні
з олівінів атомів водню. Участь атомів Fe і Н в структурі вадслеіта
призводить до зменшення її жорсткості і відповідно до зменшення швидкостей
поширення сейсмічних хвиль, що проходять крізь цей мінерал.
Крім
того, освіта збагаченого Fe вадслеіта передбачає залучення в
відповідну реакцію більшої кількості олівіну, що повинно супроводжуватися
зміною хімічного складу порід поблизу розділу 410. Ідеї про ці
трансформаціях підтверджуються сучасними глобальносейсміческімі даними. У
цілому мінералогічний складу цієї частини верхньої мантії представляється більш
або менш ясним. Якщо говорити про піролітовой мінеральної асоціації (табл. 1),
то її перетворення аж до глибин ~ 800 км досліджено досить детально і
в узагальненому вигляді представлено на рис. 2. При цьому глобальної сейсмічної
границе на глибині 520 км відповідає перебудова вадслеіта b-(Mg, Fe) 2SiO4 в
Рінгвуд - g-модифікацію (Mg, Fe) 2SiO4 зі структурою шпінелі. Трансформація
піроксен (Mg, Fe) SiO3 гранат Mg3 (Fe, Al, Si) 2Si3O12 здійснюється у верхній
мантії в більш широкому інтервалі глибин. Таким чином, вся щодо
гомогенна оболонка в інтервалі 400-600 км верхньої мантії в основному містить
фази із структурними типами гранату і шпінелі.
Всі
запропоновані в даний час моделі складу мантійних порід допускають
вміст у них Al2O3 у кількості ~ 4 вагу. %, Що також впливає на
специфіку структурних перетворень. При цьому наголошується, що в окремих
областях неоднорідною за складом верхньої мантії Al може бути зосереджений в
таких мінерали, як корунд Al2O3 або Кіаніт Al2SiO5, який при тисках і
температурах, cответствующіх глибин ~ 450 км, трансформується в корунд і
стішовіт - модифікацію SiO2, структура якої містить каркас із SiO6
октаедрів. Обидва цих мінералу зберігаються не тільки в низах верхньої мантії, а й
глибше.
Найважливіший
компонент хімічного складу зони 400-670 км - вода, зміст якої, по
деякими оцінками, складає ~ 0,1 вагу. % І присутність якої в першу чергу
пов'язують з Mg-силікатами [3]. Кількість запасеної в цій оболонці води настільки
значно, що на поверхні Землі воно склало б шар потужністю 800 м.
Склад мантії
нижче межі 670 км
Проведені
в останні два-три десятиліття дослідження структурних переходів мінералів з
використанням рентгенівських камер високого тиску дозволили змоделювати
деякі особливості складу і структури геосфер глибше кордону 670 км. У цих
експериментах досліджуваний кристал поміщається між двома алмазними пірамідами
(ковадлами) [4], при стисненні яких створюються тиску, співмірні з
тисками всередині мантії і земного ядра. Проте відносно цієї частини
мантії, на частку якої припадає більше половини всіх надр Землі, як і раніше
залишається багато питань. В даний час більшість дослідників згодні
з ідеєю про те, що вся ця глибинна (нижня в традиційному розумінні) мантія в
основному складається з перовскітоподобной фази (Mg, Fe) SiO3, на частку якої
припадає близько 70% її обсягу (40% обсягу всієї Землі), і магнезіовюстіта (Mg,
Fe) O (~ 20%). Решта 10% складають стішовіт і оксидні фази, що містять
Ca, Na, K, Al і Fe, кристалізація яких дозволяється у структурних типах
ільменіту-корунду (твердий розчин (Mg, Fe) SiO3-Al2O3), кубічного перовскіту
(CaSiO3) і Са-фериту (NaAlSiO4). Освіта цих сполук пов'язано з
різними структурними трансформаціями мінералів
верхній мантії
. При цьому одна з основних мінеральних фаз щодо
гомогенної оболонки, що лежить в інтервалі глибин 410-670 км, - шпінелеподобний
Рінгвуд трансформується в асоціацію (Mg, Fe)-перовскіту і Mg-вюстіта на
рубежі 670 км, де тиск складає ~ 24 ГПа. Інший найважливіший компонент
перехідної зони - представник сімейства граната піроп Mg3Al2Si3O12 відчуває
перетворення з утворенням ромбічного перовскіту (Mg, Fe) SiO3 і твердого
розчину корунду-ільменіту (Mg, Fe) SiO3 - Al2O3 при декілька великих
тисках. З цим переходом пов'язують зміна швидкостей сейсмічних хвиль на
рубежі 850-900 км, що відповідає одній з проміжних сейсмічних кордонів
. Трансформація Са-граната
андрадіта при менших тисках ~ 21 ГПа призводить до утворення ще одного
згаданого вище важливого компонента нижньої мантії - кубічного Са-перовскіту
CaSiO3. Полярне відношення між основними мінералами цієї зони (Mg, Fe) --
перовскіту (Mg, Fe) SiO3 і Mg-вюстітом (Mg, Fe) O варіює в досить широких
межах і на глибині ~ 1170 км при тиску ~ 29 ГПа і температурах 2000-2800 0С
змінюється від 2: 1 до 3: 1.
Виняткова
стабільність MgSiO3 зі структурою типу ромбічного перовскіту в широкому
діапазоні тисків, відповідних глибин низів мантії, дозволяє вважати
його одним з головних компонентів цієї геосфери. Підставою для цього висновку
послужили експерименти, в ході яких зразки Mg-перовскіту MgSiO3 були
піддані тиску, в 1,3 млн разів перевищує атмосферний, і одночасно на
зразок, поміщений між алмазними ковадлами, впливали лазерним променем
з температурою близько 2000 0С.
Таким
чином змоделювали умови, що існують на глибинах ~ 2800 км, тобто
поблизу нижньої межі нижньої мантії. Виявилося, що ні під час, ні після
експерименту мінерал не змінив свої структуру і склад. Таким чином, Л. Ліу,
а також Е. Ніттл і Е. Жанлоз прийшли до висновку, згідно з яким стабільність
Mg-перовскіту дозволяє розглядати його як найбільш поширений мінерал
на Землі, що становить, мабуть, майже половину його маси.
Не
меншою стійкістю відрізняється і вюстіт FexO, склад якого в умовах
нижньої мантії характеризується значенням стехіометрії-чеського коефіцієнта х
<0,98, що означає одночасну присутність у його складі Fe2 + і Fe3 +.
При цьому, згідно з експериментальними даними, температура плавлення вюстіта на
кордоні нижньої мантії і шару D ", за даними Р. Болера (1996), оцінюється в
~ 5000 K, що набагато вище 3800 0С, передбачуваної для цього рівня (при середніх
температурах мантії ~ 2500 0С в основі нижньої мантії допускається підвищення
температури приблизно на 1300 0С). Таким чином, вюстіт повинен
зберегтися на цьому рубежі в твердому стані, а визнання фазового контрасту
між твердою нижньою мантією і рідким зовнішнім ядром вимагає більш гнучкого
підходу і вже у всякому разі не
означає чітко окресленої межі між ними.
Слід
відзначити, що в переважних на великих глибинах перовскітоподобних фазах
може міститися досить обмежена кількість Fe, а підвищені концентрації Fe серед
мінералів глибинної асоціації характерні лише для магнезіовюстіта. При цьому
для магнезіовюстіта доведена можливість переходу під впливом високих
тисків частини що міститься в ньому двовалентного заліза в тривалентне,
яке залишається в структурі мінералу, з одночасним виділенням відповідного
кількості нейтрального заліза. На основі цих даних співробітники геофізичної
лабораторії Іституту Карнегі Х. Мао, П. Белл і Т. Яги висунули нові ідеї про
диференціації речовини в глибинах Землі. На першому етапі завдяки
гравітаційної нестійкості магнезіовюстіт занурюється на глибину, де під
впливом тиску з нього виділяється деяка частина заліза в нейтральній
формі. Залишковий магнезіовюстіт, що характеризується щійся більш низькою щільністю,
піднімається у верхні шари, де знову змішується з перовскітоподобнимі фазами.
Контакт з ними супроводжується відновленням стехіометрії (тобто
цілочисельного відносини елементів у хімічній формулі) магнезіовюстіта і приводить
до можливості повторення описаного процесу. Нові дані дозволяють кілька
розширити набір ймовірних для глибокої мантії хімічних елементів. Наприклад,
обгрунтована Н. Росс (1997) стійкість магнезиту при тисках,
відповідних глибин ~ 900 км, вказує на можливу наявність вуглецю в
її складі.
Виділення
окремих проміжних сейсмічних кордонів, розташованих нижче за кордону 670,
корелює з даними про структурних трансформаціях мантійних
мінералів
, Форми яких можуть бути дуже різноманітними. Ілюстрацією
зміни багатьох властивостей різних кристалів при високих значеннях
фізико-хімічних параметрів, що відповідають глибинної мантії, може служити,
згідно Р. Жанлозу і Р. Хейзену, зафіксована в ході експериментів при
тисках 70 гігапаскалей (ГПа) (~ 1700 км) перебудова іонноковалентних зв'язків
вюстіта у зв'язку з металевим типом міжатомних взаємодій. Рубіж 1200
може відповідати передвіщеної на основі теоретичних квантово-механічних
розрахунків і згодом змодельованої при тиску ~ 45 ГПа і температурі
~ 2000 0С перебудові SiO2 зі структурою стішовіта в структурний тип CaCl2
(ромбічний аналог рутилу TiO2), а 2000 км - його подальшого перетворення у фазу зі структурою,
проміжною між a-PbO2 і ZrO2, що характеризується більш щільною упаковкою
кремнійкіслородних октаедрів (дані Л. С. Дубровінского зі співавторами). Також
починаючи з цих глибин (~ 2000 км) при тиску 80-90 ГПа допускається розпад
перовскітоподобного MgSiO3, що супроводжується зростанням вмісту періклаза
MgO і вільного кремнезему. При кілька більшому тиску (~ 96 ГПа) і
температурі 800 0С встановлено прояв політіпіі у FeO, пов'язане з
освітою структурних фрагментів типу нікеліна NiAs, що чергуються з
антінікеліновимі доменами, в яких атоми Fe розташовані в позиціях атомів As, а атоми О - в позиціях атомів Ni.
Поблизу кордону D "відбувається трансформація Al2O3 із структурою корунду в
фазу зі структурою Rh2O3, експериментально змодельована при тиску ~ 100
ГПа, тобто на глибині ~ 2200-2300 км. 'Використанням методу мессбауеровской
спектроскопії при такому ж тиску обгрунтований перехід з високоспінового (HS) в
нізкоспіновое стан (LS) атомів Fe в структурі магнезіовюстіта, тобто
зміна їхньої електронної структури. У зв'язку з цим слід підкреслити, що
структура вюстіта FeО при високому
тиску характеризується нестехіометріей складу, дефектами атомної упаковки,
політіпіей, а також зміною магнітного впорядкування, пов'язаного зі зміною
електронної структури (HS => LS - перехід) атомів Fe. Зазначені особливості
дозволяють розглядати вюстіт як один з найбільш складних мінералів з
незвичайними властивостями, що визначають специфіку збагачених їм глибинних зон Землі поблизу
кордону D ".
Рис.
3. Тетрагональна струк-туру Fe7S-можливого компо-нентов внутрішнього (твердого)
ядра, за Д.М. Шерману
(1997)
сейсмологічні
виміру вказують на те, що і внутрішнє (тверде) і зовнішнє (рідке) ядра
Землі характеризуються меншою щільністю в порівнянні із значенням, що отримуються
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 О, утворюють сплави з залізом. Серед фаз, вірогідних для таких
"фаустівська" фізико-хімічних умов (тиску ~ 250 ГПа і
температури 4000-6500 0С), 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 чотиришарове дуже ретельним упаковкою атомів Fe. Температура
плавлення цієї фази оцінюється в 5000 0С при тиску 360 ГПа. Присутність
водню в ядрі довгий час викликало дискусію з-за його низької розчинності
в залозі при атмосферному тиску. Однак недавні експеримен-нти (дані Дж.
Беддінга, Х. Мао і Р. Хемлі (1992)) дозволили встановити, що гідрид заліза
FeH може сформуватися при високих
температурах і тиску і виявляється стійкий при тисках, що перевищують 62
ГПа, що відповідає глибин ~ 1600 км. У зв'язку з цим присутність значних
кількостей (до 40 мол.%) водню
в ядрі цілком допустимо
і знижує його щільність до значень, що узгоджуються з даними сейсмології.
Можна
прогнозувати, що нові дані про структурні зміни мінеральних фаз на
великих глибинах дозволять знайти адекватну інтерпретацію та іншим найважливішим геофізичних кордонів
, Що фіксується у надрах
Землі. Загальний висновок такий, що на таких глобальних сейсмічних рубежах,
як 410 і 670 км, відбуваються значні зміни у мінеральному складі мантійних порід
. Мінеральні перетворення відзначаються
також і на глибинах ~ 850, 1200, 1700, 2000 і 2200-2300 км, тобто в межах
нижньої мантії. Це дуже важлива обставина, що дозволяє відмовитися від
уявлення про її однорідної структурі.
Нова
модель будови мантії
До
80-х років XX століття сейсмологічні дослідження методами поздовжніх і
поперечних сейсмічних хвиль, які здатні проникати через весь об'єм Землі, а
тому названих об'ємними на відміну від поверхневих, що розподіляються лише по
її поверхні, виявилися вже настільки істотними, що дозволили складати
карти сейсмічних аномалій
для
різних рівнів планети. Фундаментальні роботи в цій області виконані
американські сейсмологи А. Дзевонскі і його колегами [5].
На
рис. 4 наведені зразки подібних карт з серії, опублікованої в 1994 році,
хоча перші публікації з'явилися на 10 років раніше. У роботі [5] приведені 12
карт для глибинних зрізів Землі в інтервалі від 50 до 2850 км, тобто
практично охоплюють усю мантію. На цих найцікавіших картах легко бачити,
що сейсмічна картина на різних рівнях глибини різна. Це видно по
площах і контурів розповсюдження сейсмоаномальних
ареалів
, Особливостям переходів між ними і взагалі по загальному вигляду карт.
Окремі з них відрізняються великою строкатістю і контрастністю в розподілі
областей з різними швидкостями сейсмічних хвиль (рис. 5), тоді як на
інших видні більш згладжені і прості співвідношення між ними.
В
тому ж, 1994 році вийшла у світ аналогічна робота японських геофізиків [6]. У
ній приведені 14 карт для рівнів від 78 до 2900 км. На обох серіях карт ясно
видно тихоокеанська неоднорідність, що хоч і міняється в обрисах, але
простежується аж до земного ядра. За межами цієї великої неоднорідності
сейсмічна картина ускладнюється, значно змінюючись при переході від одного
рівня до іншого. Але, як би значно ні було розходження цих карт, між
окремими з них проглядаються риси подібності. Вони виражаються в деякій
подобі в розміщенні в просторі позитивних і негативних
сейсмоаномалій і в кінцевому рахунку в загальних особливостях глибинної
сейсмоструктури. Це дозволяє групувати такі карти, що дає можливість
виділяти внутрімантійние оболонки
різного сейсмічного вигляду. І така робота була виконана [7]. На основі
аналізу карт японських геофізиків виявилося можливим запропонувати істотно
більш дрібну структуру мантії Землі
,
показану на рис. 5, у порівнянні з традиційною моделлю земних оболонок.
Принципово
новими є два положення:
а)
відокремлення потужної середньої мантії
в межах раніше
недиференційованої нижньої мантії;
б)
виділення зон розділу між верхньою та середньої мантіями, а також між середньою та
нижній. У такій інтерпретації потужність нижньої мантії скоротилася в три рази і
складає приблизно 700 км. При цьому нижня мантія відповідає зоні
безпосереднього впливу зовнішнього ядра. Її нижня частина відчуває найбільш
інтенсивний вплив і відповідає шару D ". Над цією оболонкою
розташовується область з істотно більш строкатою картиною розподілу
сейсмоаномалій, що має потужність близько 500 км. Ця область розмежовує
нижню і середню мантію, що відрізняється більш значними за площею і менш
контрастними сейсмічними ареалами. Потужність середньої мантії близько 860 км.
Підкреслимо, що середня мантія чудово відокремлюються також на картах
американських сейсмологів. Над нею знову виділяється область з відносно більш
складною картиною розподілу сейсмоаномалій, яка відокремлює верхню мантію.
Потужність зони розділу приблизно 170 км. Це стосується верхньої мантії, то
вона відповідає традиційній моделі. Рубіж 410, як вже зазначалося, ділить її
на дві частини: нижню й верхню. Таким чином сумарно виділяються шість глибинних геосфер
.
Як
ж співвідносяться пропоновані межі глибинних геосфер з раніше відокремленими
сейсмологами сейсмічними рубежами? Зіставлення показує, що нижня
межа середньої мантії корелює з кордоном 1700, глобальна значущість
якого підкреслена в роботі [6]. Її верхня межа приблизно відповідає
рубежів 800-900. Це стосується верхньої мантії, то тут розбіжностей немає: її
нижня межа представлена кордоном 670, а верхня - кордоном Мохоровичича.
Особливо звернемо увагу на невизначеність верхньої межі нижньої мантії. У
процесі подальших досліджень, можливо, виявиться, що намічені нещодавно
сейсмічні рубежі 1900 і 2000 дозволять внести корективи в її потужність. Таким
чином, результати зіставлення свідчать про правомірність пропонованої
нової моделі структури мантії.
Висновок
Дослідження
глибинної будови Землі відноситься до найбільших і актуальним
напрямами геологічних наук. Нова стратифікація
мантії
Землі дозволяє значно менш схематично, ніж раніше, підійти до
складної проблеми глибинної геодинаміки. Різниця в сейсмічні характеристики
земних оболонок (геосфер
), Що відображають розходження в їх
фізичні властивості і мінеральному складі, створює можливості для
моделювання геодинамічних процесів у кожній з них окремо. Геосфери
в цьому сенсі, як тепер цілком зрозуміло, мають відому автономністю.
Однак ця виключно важлива тема лежить за рамками цієї статті. Від
подальшого розвитку сейсмотомографіі, як і деяких інших геофізичних
досліджень, а також вивчення мінерального та хімічного складу глибин будуть
залежати істотно більш обгрунтовані побудови відносно складу,
структури, геодинаміки та еволюції Землі в цілому.
Список літератури
Geotimes. 1994. Vol. 39, N 6. P. 13-15.
Ross A. The Earths Mantle Remodelled
//Nature. 1997. Vol. 385, N 6616. P. 490.
Thompson A.B. Water in the EarthХs Upper Mantle// Nature. 1992.
Vol. 358, N 6384. P. 295-302.
Пущаровскій
Д.Ю. Глибинні мінерали Землі// Природа. 1980. N 11. С.
119-120.
Su W., Woodward R.L., Dziewonski
A.M. Degree 12 Model of Shear Velocity Heterogeneity in the Mantle// J.
Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B4. P. 6945-6980.
J. Geol. Soc. Japan. 1994. Vol. 100,
N 1. P. VI-VII.
Пущаровскій
Ю.М. Сейсмотомографія і структура мантії: тектонічні ракурс// Доповіді АН.
1996. Т. 351, N 6. С. 805-809.
