Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
Атмосфе- _ ._. _ 0,000051 0,00008
ра
Гидросфе- 3,75 1,02 0,0138 0,0141 0,024 —
ра
Кора ~17 2,8 0,1021 0,286 0,48 А 0
33* (на кон- Гетерогенный
тиненте) 413
В
Гетерогенный
Мантия 2883 4,5 9,00 40,16 67,1 С
. о
Е 984
2898 4982 Переходная область
Вероятно, гомогенный
Гомогенная жидкость
Ядро 3473 (радиус) И ,0 1,76 19,36 32,4 5121 6371 Переходный слой
Внутреннее ядро — твердое
* Мощность коры под континентами меняется и составляет в среднем 33 км. Под океанами толщина коры колеблется от 5 до 8 км.
ты, как Ыа, К, Р, С1, Вг и Р, показывает, что только гомогенная аккреция может объяснить присутствие в метеоритах некоторых минералов (например, шрейберзита (Ре, №)3Р) и отсутствие в них других минералов (например, сульфатов щелочей и фосфатов аммония), а также наблюдаемую распространенность вышеуказанных элементов на Земле [106].
Так как способ конденсации не ясен, не удивительно, что и в оценке времени, требуемого для аккреции, существует значительная неопределенность. Она могла быть, вероятно, и быстрой— около 105 лет и существенно более длительной. Окончание этого процесса или по крайней мере время, с которого Земля может рассматриваться как закрытая система, наступило при
70 Часть I
мерно 4,6-109 лет назад, что соответствует «возрасту Земли» [455]. В настоящее время наиболее древние известные породы из района Готхоб в Западной Гренландии имеют средний возраст по многим образцам 3,75-109 лет [27, 263].
С Давление, ГПа
----г
_\_I_I_I_I_I '-Ц-Ц-1 ,
3 5 10 15 17 0 МО3 3-Ю1
Плотность, г/см3 Глубина, км
РИС. 4.1. Изменение давления и плот- Рис. 4.2. Изменение температуры с ности веществ Земли с глубиной со- глубиной в мантии по оценке Тозера гласно модели Буллена. (см. [202]). / — температура; 2 —
температура плавления дунита и базальта.
Доказательства слоистой структуры Земли главным образом геофизические. Они рассматриваются во многих руководствах по геофизике (см., например, ,[202]). Некоторые основные сведения даны в табл. 4.1 и на рис. 4.1 и 4.2. Давление, плотность и изменение температуры внутри Земли были оценены, исходя из теоретических моделей ее строения. Данные табл. 4.1 и рис. 4.1 основаны на модели Буллена (см. [202]),
4.2. Состав Земли в целом. Только очень малая доля массы Земли доступна прямому изучению и анализу. Это кора, гидро
4. Земля 71
сфера и атмосфера, которые вместе составляют менее 1% общей массы. Поэтому необходимо использовать косвенные методы оценки состава Земли. Возможны две исходные позиции. Первая—это попытаться определить состав каждой из главных составляющих недр Земли и суммировать эти составы с учетом оценки масс оболочек. Второй путь — постулировать происхождение вещества Земли и затем, оценив состав этого источника вещества, перейти к общему составу Земли. Оба этих подхода должны давать результаты, согласующиеся с геофизическими экспериментами, но первый подход привел бы тем не менее к множеству возможных составов, если не вводить добавочные ограничения, например, на природу возможного источника вещества.
Представляется разумным допущение, что между составами Солнца, планет и метеоритов Солнечной системы существует закономерная связь, так как они, по всей вероятности, являются производными одной и той же последовательности событий нуклеосинтеза. Поэтому имеются законные основания полагать, что распространенности нелетучих элементов в Земле характеризуются теми же пропорциями, что и в Солнце, метеоритах или в реконструированной «космической распространенности» (гл. 2). Основываясь на этом принципе, были сделаны многочисленные оценки, в том числе в работах Мейсона [251 ] и Рингву-да [324]. Мейсон предположил, что мантия и кора имеют такой же состав, как «средний» хоидрит; что железное ядро имеет состав железоникелевой составляющей хондритов плюс среднестатистическое количество (5,3%) троилитовой компоненты этих метеоритов. Его оценка вместе с результатами расчетов Рингву-да приведена в табл. 4.2. Рингвуд предположил, что Земля образовалась из вещества с составом углистых хондритов класса С1.
Обоснованность использования состава хондритов для оценки состава Земли нуждается в проверке. В работе Ларимера
Таблица 4.2. Состав Земли по оценкам ряда авторов (в вес.%)
Элемент По Мепсоиу По Рингпуду [324] Элемент По Мепсоиу По Рингпуду
[251]
[251] [321]
ре 34,63 31 N3 0,57 0,9
О 29,53 30 Сг 0,26 —
15,20 18 Мп 0,22 —
12,70 16 Со 0,13 —
№ 2,39 1,7 Р 0,10 —
1,93 — К 0,07
Са 1,13 1,8 Т! 0,05 —
А1 1,09 1,4
72 Часть I
[224] развит подход, предложенный впервые Харли [194, 195], который попытался определить верхний и нижний пределы концентрации калия и рубидия в Земле в целом, не прибегая к составу метеоритов. Этот метод может быть продемонстрирован на примере калия. Абсолютный нижний предел распространенности в Земле этого элемента может быть определен, если принять, что весь земной 40Аг находится в атмосфере и что он образовался при радиоактивном распаде 40К. Тогда, зная возраст Земли, константу полураспада 40К, отношение изотопов калия в природе в настоящий момент и количество аргона в атмосфере, можно рассчитать этот нижний предел. Он оказался равным примерно 520-1015 т, что соответствует приблизительно 90 млн"1 калия. Такой расчет предполагает, что потери аргона из атмосферы не было. Верхний предел получается, если оценить количество 40Аг, освобождающегося из пород Земли, и рассчитать количество калия, как указано выше. Харли считал, что 50%-ная потеря земного аргона в атмосферу — довольно умеренная величина. Это дает верхний предел по калию 1040- 101Б т, или около 175 млн-1. (Однако предположение о 50%-ной или какой-либо другой величине сохранения малообоснованно. До тех пор, Пока такие данные не будут получены, вопрос о верхнем пределе содержания калия будет оставаться открытым.)
