Два главных металла в земном ядре

Обновлено: 20.05.2024

Несмотря на недоступность недр Земли для непосредственных исследований, распределение плотности вещества в мантии и земном ядре удаётся определить достаточно надёжно по данным о скоростях распространения в этих геосферах сейсмических волн от землетрясений. Впервые разработанная К. Булленом (1958, 1966) такая методика впоследствии была существенно усовершенствована им и другими исследователями за счёт привлечения дополнительной информации о моменте инерции и свободных колебаниях Земли, что значительно повысило достоверность определений.

В основе методики определения распределения плотности в Земле лежат известные уравнения гидростатики и термодинамические соотношения, связывающие радиальные градиенты плотности в среде с сейсмическими параметрами среды. В связи с тем что скорости сейсмических волн с глубиной обычно возрастают, интерпретация сейсмических годографов с целью определения зависимостей этих скоростей от глубины проводится по методике Герглотца-Вихерта, специально разработанной для исследования градиентных сред. Найденные таким путём распределения скоростей продольных и поперечных сейсмических волн в Земле приведены на рис. 11.

Рисунок 11. Скорости распространения продольных ν_p и поперечных ν_s, сейсмических волн в Земле

Наиболее характерной чертой распределения сейсмических скоростей в Земле является резкое и значительное падение скорости продольных волн в земном ядре. Объясняется это тем, что скорость распространения продольных волн зависит не только от модуля всестороннего сжатия, но и от модуля сдвига, который во внешнем, жидком земном ядре обращается в ноль.

По этой же причине через жидкое вещество внешнего ядра не могут распространяться и поперечные волны.

Уравнения, связывающие между собой значения сейсмических скоростей с параметрами среды, позволяют определять лишь градиенты плотности, поэтому для построения самой зависимости плотности от глубины приходится задаваться граничным значением плотности на поверхности Земли р0 = 3,32 г/см 3 . При этом «сшивку» решений, получаемых для отдельных геосфер (например, для ядра и нижней мантии), производят по условию непрерывности давления на границах этих геосфер, а значения плотности в них подбирают таким образом, чтобы расчётные значения массы и момента инерции Земли совпадали бы с их измеренными значениями М= 5,977×10 27 г и I = 0,8038×10 45 г×см 2 при среднем радиусе Земли R = 6 371 км. Дополнительные уточнения в распределение плотности с глубиной, особенно в переходном слое Голицына, позволяют внести данные о частотном спектре собственных колебаний Земли, возбуждаемых сильными землетрясениями.

Используя описанную методику К. Буллен (1966, 1969), В.Н. Жарков (1971), А. Дзивонский и др. (1975) построили наиболее известные и популярные в настоящее время модели распределения плотности в Земле, изображённые на рис. 13. На этом же рисунке для сравнения приведены распределения плотности, построенные Л. М. Наймарком и О. Г. Сорохтиным (1977) по данным ударного сжатия вещества для модели Земли с лерцолитовым составом мантии, окисно-железным внешним и железоникелевым внутренним ядром, при адиабатическом распределении температуры в земных недрах, а также распределение плотности в первичной, ещё не дифференцированной Земле.

Рисунок 13. Распределение плотности в разных моделях Земли:
1 — модель Наймарка-Сорохтина (1977а); 2 — модель Жаркова «Земля-2» (Жарков и др., 1971); 3 — модель Буллена А1 (1966); 4 — модель Буллена А2 (1966); 5 — модель первичной Земли Наймарка — Сорохтина (1977б).

Как видно из рис. 13, плотность верхней мантии начиная от значения 3,2 г/см 3 на поверхности постепенно возрастает с глубиной вследствие сжатия её вещества. Начиная с глубины 400 км плотность увеличивается более резко и скачкообразно (на рис. 13 эти скачки плотности не показаны). С глубины приблизительно 900 км градиент плотности вновь снижается и далее плотность монотонно возрастает до 5,6 г/см 3 на подошве мантии. Резкое увеличение градиента плотности в переходном слое мантии (в слое С), как уже отмечалось, связано с происходящими на этих глубинах полиморфными переходами мантийного вещества в более плотные фазы: оливина — в шпинелевую фазу, пироксена — в ильменитовую и далее в перовскитовую и т.д. В противоположность этому в нижней мантии существенных перестроек кристаллическом строении вещества больше не происходит, поскольку все окислы в этой геосфере уже находятся в состоянии предельно плотной упаковки атомов и сжатие мантийного вещества происходит только благодаря сжатию самих атомов.

Если известен или предполагается химический состав земного вещества, то оказывается возможным построить и модельное распределение плотности в земных недрах, используя для этого экспериментальные данные по ударному сжатию главных породообразующих окислов и металлов. Этот путь интересен тем, что позволяет, с одной стороны, независимым способом определить значения плотности вещества в Земле, а с другой стороны, проверить правильность сделанных предположений о химическом составе нашей планеты. Кроме того, подобрав в соответствии с сейсмическими данными состав геосфер современной Земли и задавшись основными закономерностями её дифференциации, использование этого метода позволяет определять распределение плотности в Земле на любом этапе её эволюции. На рис. 13 и 14 для сравнения приведено распределение плотности в первичной (недифференцированной) Земле. В настоящее время методика определения плотности силикатов, окислов и металлов при высоких давлениях и температурах по данным ударного сжатия образцов вещества разработана достаточно полно и подробно описана в специальных работах (Альтшулер, 1965; Жарков, Калинин, 1968; и др.). Точность определения зависимости плотности от давления и температуры (уравнения состояния вещества) по данным ударного сжатия обычно лежит в пределах 2-3%, что для большинства геофизических задач является вполне приемлемой.

Рисунок 14. Принятое распределение плотности в современной и первичной Земле

Рисунок 10. Распределение плотности в мантии Земли по разным моделям:
1 — модель Наймарка-Сорохтина (1977а); 2 — модель Буллена А1 (1966); 3 — модель Жаркова «Земля-2» (Жарков и др., 1971); 4 — пересчёт данных Панькова и Калинина (1975) на состав лерцолитов при адиабатическом распределении температуры.

Рисунок 15. Распределение давления (1) и ускорения силы тяжести (2) в Земле

Как видно из сопоставления расчёта плотности лерцолитовой мантии (см. рис. 10), окисно-железного внешнего и железоникелевого внутреннего ядра (см. рис. 13) с наиболее популярными распределениями плотности в Земле, построенными по сейсмическим данным, принятая нами модель химического состава Земли неплохо соответствует общепринятым плотностным моделям её строения. Отсюда можно заключить, что рассматриваемая модель состава Земли также неплохо отражает реальную ситуацию в её недрах. При этом следует обратить внимание на примечательный результат расчётов: плотность океанических лерцолитов, обнажающихся прямо на поверхности Земли в трансформных разломах океанических рифтовых зон, при высоких давлениях и адиабатической температуре с большой точностью совпадает с определённой по независимым сейсмическим данным плотностью вещества в нижней мантии. Причём такое совпадение получается без всяких предположений об изменении химического состава лерцолитов с глубиной! Это очень важный результат. Он убедительно свидетельствует о том, что химический состав всей мантии в целом (верхней и нижней) в среднем одинаков.

Такой результат расчётов может быть объяснён лишь существованием в мантийной оболочке Земли конвективных движений, эффективно перемешивающих вещество всей мантии. При этом, правда, необходимо учитывать, что, несмотря на одинаковый средний состав мантии по всей её толще, локальные плотностные неоднородности, не превышающие, однако 0,1-0,15 г/см 3 , безусловно, существуют в этой геосфере. Более того, именно благодаря таким плотностным неоднородностям и развиваются конвективные движения в мантии, а сами неоднородности постоянно генерируются процессом дифференциации мантийного вещества на поверхности земного ядра и погружениями по зонам субдукции холодных литосферных плит в глубины горячей мантии.

Другим важным следствием, вытекающим из рассмотренной плотностной модели Земли, построенной по заданному составу её оболочек, является вывод о том, что внешнее ядро Земли может состоять из окиси одновалентного железа Fe₂O (или сплава Fe×FeO), а внутреннее ядро — из сплава железа с никелем Fe_0,9×Ni_0,1. Ядро Земли в этой модели характеризуется следующими параметрами: масса Mc = (1,94±0,01)×10 27 г; объем Vc = 0,180×10 27 см ; давление на поверхности ядра рс = 1,34 Мбар; давление в центре Земли р0 = 3,7 Мбар; средняя плотность ядра рс = 10,6 г/см 3 . Результаты расчёта принятой нами плотностной модели Земли приведены в табл. 2.

Химический состав мантии и ядра Земли

Мантия Земли имеет особый состав, отличаясь от состава покрывающей ее земной коры. Данные о химическом составе мантии получены на основании анализов наиболее глубинных магматических горных пород, поступивших в верхние горизонты Земли в результате мощных тектонических поднятий с выносом мантийного материала. К таким породам относятся ультраосновные породы — дуниты, перидотиты, залегающие в горных системах. Горные породы островов Св. Павла в средней части Атлантического океана, по всем геологическим данным, относятся к мантийному материалу. Также к мантийному материалу относятся обломки пород, собранные советскими океанографическими экспедициями со дна Индийского океана в области Индоокеанского хребта. Что касается минералогического состава мантии, то здесь можно ожидать существенных изменений, начиная от верхних горизонтов и кончая основанием мантии в связи с ростом давления. Верхняя мантия сложена преимущественно силикатами (оливинами, пироксенами, гранатами), устойчивыми и пределах относительно низких давлений. Нижняя мантия сложена минералами высокой плотности.

Наиболее распространенным компонентом мантии является окись кремния в составе силикатов. Но при высоких давлениях кремнезем может перейти в более плотную полиморфную модификацию — стишовит. Этот минерал получен советским исследователем Стишовым и назван так по его имени. Если обычный кварц имеет плотность 2,533 r/см 3 , то стишовит, образующийся из кварца при давлении 150 000 бар, имеет плотность 4,25 г/см 3 .

Кроме того, в нижней мантии вероятны и более плотные минеральные модификации других соединений. Исходя из изложенного выше, можно с достаточным основанием полагать, что с ростом давления обычные железисто-магнезиальные силикаты оливины и пироксены разлагаются на окислы, которые в отдельности имеют более высокую плотность, чем силикаты, которые оказываются устойчивыми в верхней мантии.

Верхняя мантия состоит преимущественно из железисто-магнезиальных силикатов (оливинов, пироксенов). Некоторые алюмосиликаты могут переходить здесь в более плотные минералы типа гранатов. Под материками и океанами верхняя мантия имеет разные свойства и, вероятно, различный состав. Можно только предположить, что в области континентов мантия более дифференцирована и имеет меньше SiO₂ за счет концентрации этого компонента в алюмосиликатной коре. Под океанами мантия менее дифференцирована. В верхней мантии могут возникать более плотные полиморфные модификации оливина со структурой шпинели и др.

Переходной слой мантии характеризуется постоянным возрастанием скоростей сейсмических волн с глубиной, что свидетельствует о появлении более плотных полиморфных модификаций вещества. Здесь, очевидно, появляются окислы FeO, MgO, GaO, SiO₂ в форме вюстита, периклаза, извести и стишовита. Количество их с глубиной возрастает, а количество обычных силикатов уменьшается, и глубже 1000 км они составляют ничтожную долю.

Нижняя мантия в пределах глубин 1000—2900 км практически полностью состоит из плотных разновидностей минералов — окислов, о чем свидетельствует ее высокая плотность в пределах 4,08—5,7 г/см 3 . Под влиянием возросшего давления плотные окислы сжимаются, еще более увеличивая свою плотность. В нижней мантии также, вероятно, увеличивается содержание железа.

Ядро Земли. Вопрос о составе и физической природе ядра нашей планеты относится к наиболее волнующим и загадочным проблемам геофизики и геохимии. Только за последнее время наметилось небольшое просветление в решении этой проблемы.

Обширное центральное ядро Земли, занимающее внутреннюю область глубже 2900 км, состоит из большого внешнего ядра и малого внутреннего. По сейсмическим данным, внешнее ядро обладает свойствами жидкости. Оно не пропускает поперечных сейсмических волн. Отсутствие сил сцепления между ядром и нижней мантией, характер приливов в мантии и коре, особенности перемещения оси вращения Земли в пространстве, характер прохождения сейсмических волн глубже 2900 км говорят о том, что внешнее ядро Земли жидкое.

Некоторыми авторами состав ядра для химически однородной модели Земли допускался силикатным, причем под влиянием высокого давления силикаты перешли в «металлизированное» состояние, приобретая атомную структуру металлов, у которых внешние электроны являются общими. Однако перечисленные выше геофизические данные противоречат предположению о «металлизированном» состоянии силикатного материала в ядре Земли. В частности, отсутствие сцепления между ядром и мантией не может быть совместимо с «металлизированным» твердым ядром, что допускалось в гипотезе Лодочникова—Рамзая. Очень важные косвенные данные о ядре Земли получены во время опытов с силикатами под большим давлением. При этом давления достигали 5 млн. атм. Между тем в центре Земли давление 3 млн. атм., а на границе ядра — приблизительно 1 млн. атм. Таким образом, экспериментальным путем удалось перекрыть давления, существующие в самых глубинах Земли. При этом для силикатов наблюдалось только линейное сжатие без скачка и перехода в «металлизированное» состояние. Кроме того, при высоких температурах и давлениях в пределах глубин 2900—6370 км силикаты не могут находиться в жидком состоянии, как и окислы. Их температура плавления возрастает с увеличением давления.

За последние годы получены весьма интересные результаты исследований по влиянию очень высоких давлений на температуру плавления металлов. Оказалось, что ряд металлов при высоких давлениях (300 тыс. атм. и выше) переходит в жидкое состояние при относительно невысоких температурах. По некоторым расчетам, сплав железа с примесью никеля и кремния (76% Fe, 10% Ni, 14% Si) на глубине 2900 км под влиянием высокого давления должен находиться в жидком состоянии уже при температуре 1000° С. Но температура на этих глубинах, по самым скромным оценкам геофизиков, должна быть значительно выше.

Поэтому в свете современных данных геофизики и физики высоких давлений, а также данных космохимии, указывающих на ведущую роль железа как наиболее обильного металла в космосе, следует допустить, что ядро Земли в основном сложено жидким железом с примесью никеля. Однако расчеты американского геофизика Ф. Берча показали, что плотность земного ядра на 10% ниже, чем железоникелевый сплав при температурах и давлениях, господствующих в ядре. Отсюда следует, что металлическое ядро Земли должно содержать значительное количество (10—20%) какого-то легкого элемента. Из всех наиболее легких и распространенных элементов максимально вероятными |оказываются кремний (Si) и сера (S). Наличие одного или другого способно объяснить наблюдаемые физические свойства земного ядра. Поэтому вопрос о том, что является примесью земного ядра — кремний или сера, оказывается дискуссионным и связан со способом формирования нашей планеты в делом.

А. Ридгвуд в 1958 г. допустил, что земное ядро содержит кремний в качестве легкого элемента, аргументируя такое предположение тем, что элементарный кремний в количестве нескольких весовых процентов встречается в металлической фазе некоторых восстановленных хондритовых метеоритов (энстатитовых). Однако других доводов в пользу присутствия кремния в земном ядре нет.

Предположение о том, что в земном ядре имеется сера, вытекает из сравнения ее распространения в хондритовом материале метеоритов и мантии Земли. Так, сопоставление элементарных атомных соотношений некоторых летучих элементов в смеси коры и мантии и в хондритах показывает резкий недостаток серы. В материале мантии и коры концентрация серы на три порядка ниже, чем в среднем материале солнечной системы, в качестве которого принимаются хондриты.

Возможность потери серы при высоких температурах первичной Земли отпадает, поскольку другие более летучие элементы, чем сера (например, Н2 в виде Н2O), обнаружившие значительно меньший дефицит, были бы потеряны в значительно большей степени. Кроме того, при охлаждении солнечного газа сера химически связывается с железом и перестает быть летучим элементом.

В связи с этим, вполне возможно, большие количества серы поступают в земное ядро. Следует отметить, что при прочих равных условиях температура плавления системы Fe—FeS значительно ниже, чем температура плавления железа пли силиката мантии. Так, при давлении 60 кбар температура плавления системы (эвтектики) Fe—FeS составит 990° С, в то время как чистого железа — 1610°, а пиролита мантии — 1310. Поэтому при повышении температуры в недрах первично однородной Земли железный расплав, обогащенный серой, будет формироваться первым и ввиду своей низкой вязкости и высокой плотности будет легко стекать в центральные части планеты, образуя железисто-сернистое ядро. Таким образом, присутствие серы в железоникелевой среде действует в качестве флюса, снижая температуру ее плавления в целом. Гипотеза о присутствии в земном ядре значительных количеств серы является весьма привлекательной и не противоречит всем известным данным геохимии и космохимии.

Таким образом, современные представления о природе недр нашей планеты соответствуют химически дифференцированному земному шару, который оказался разделенным на две разные части: мощную твердую силикатно-окисную мантию и жидкое в основном металлическое ядро. Земная кора представляет собой наиболее легкую верхнюю твердую оболочку, состоящую из алюмосиликатов и имеющую наиболее сложное строение.

Подводя итог сказанному, можно сделать следующие выводы.

Земля имеет слоистое зонарное строение. Она состоит на две трети из твердой силикатно-окисной оболочки — мантии и на одну треть из металлического жидкого ядра.
Основные свойства Земли свидетельствуют о том, что ядро находится в жидком состоянии и только железо из наиболее распространенных металлов с примесью некоторых легких элементов (скорее всего, серы) способно обеспечить эти свойства.
В верхних своих горизонтах Земля имеет асимметричное строение, охватывающее кору и верхнюю мантию. Океаническое полушарие в пределах верхней мантии менее дифференцировано, чем противоположное континентальное полушарие.

Задача любой космогонической теории происхождения Земли — объяснить эти основные особенности ее внутренней природы и состава.

Ядро Земли

Ядро́ Земли́ — центральная, наиболее глубокая часть планеты Земля, геосфера, находящаяся под мантией Земли и, предположительно, состоящая из железо-никелевого сплава с примесью других сидерофильных элементов. Глубина залегания — 2900 км. Средний радиус сферы — 3,5 тыс. км. Разделяется на твердое внутреннее ядро радиусом около 1300 км и жидкое внешнее ядро радиусом около 2200 км, между которыми иногда выделяется переходная зона. Температура в центре ядра Земли достигает 5000 С, плотность около 12,5 т/м³, давление до 361 ГПа (3,7 млн атм). Масса ядра — 1,932·10 24 кг.

Известно о ядре очень мало — вся информация получена косвенными геофизическими или геохимическими методами. Образцы вещества ядра недоступны.

Содержание

Обычное заблуждение

Иногда утверждается [кем?] , что источником магнитного поля Земли является железо ядра. Это заблуждение основано на представлении обывателей о постоянном магните. На самом деле ферромагнитные свойства железа (да и любого металла вообще) пропадают выше точки Кюри. Источником магнитного поля Земли является движущийся проводник — жидкий металл или водород.

История изучения

Информация должна быть проверяема, иначе она может быть поставлена под сомнение и удалена.
Вы можете отредактировать эту статью, добавив ссылки на авторитетные источники.
Эта отметка установлена 12 мая 2011.

Вероятно, одним из первых предположение о существовании внутри Земли области повышенной плотности высказал Генри Кавендиш, который вычислил массу и среднюю плотность Земли и установил, что она значительно больше, чем плотность, характерная для пород, выходящих на земную поверхность.

Существование было доказано в 1897 году немецким сейсмологом Э. Вихертом, а глубина залегания (2900 км) определена в 1910 году американским геофизиком Б. Гутенбергом.

Основоположник геохимии В. М. Гольдшмидт в 1922 году предположил, что ядро образовалось путём гравитационной дифференциации первичной Земли в период её роста или позже.

Альтернативную гипотезу, что железное ядро возникло ещё в протопланетном облаке, развивали немецкий учёный А. Эйкен (1944), американский учёный Е. Орован и советский учёный А. П. Виноградов (1960-е—70-е годы).

В 1941 году Кун и Ритман, основываясь на гипотезе идентичности состава Солнца и Земли и на расчетах фазового перехода в водороде, предположили, что земное ядро состоит из металлического водорода. Эта гипотеза не прошла экспериментальную проверку. Эксперименты по ударному сжатию показали, что плотность металлического водорода примерно на порядок меньше, чем плотность ядра. Однако позже эта гипотеза была адаптирована для объяснения строения планет-гигантов — Юпитера, Сатурна и других. Сейчас [когда?] предполагается, что магнитное поле таких планет возникает именно в металлическом водородном ядре.

Кроме того В. Н. Лодочников и У. Рамзай предположили, что нижняя мантия и ядро имеют одинаковый химический состав — на границе ядро-мантия при 1.36 Мбар мантийные силикаты переходят в жидкую металлическую фазу (металлизованное силикатное ядро).

Состав ядра

Состав ядра непосредственно неизвестен, и может быть предположительно оценён из нескольких источников. Во-первых, видимо, наиболее близкими веществу ядра образцами являются железные метеориты, которые, представляют собой фрагменты ядер астероидов и протопланет. Однако железные метеориты не могут быть полностью эквивалентны веществу земного ядра, так как они образовались в гораздо меньших телах, а значит при других физико-химических параметрах.

С другой стороны, из данных гравиметрии известна плотность ядра, и это накладывает на его состав дополнительные ограничения. Так как плотность ядра примерно на 10 % меньше, чем плотность сплавов железо-никель, то предполагается, что ядро Земли содержит больше легких элементов, чем железные метеориты.

Наконец, состав ядра можно оценить, исходя из геохимических соображений. Если каким-либо образом рассчитать первичный состав Земли и вычислить, какая доля элементов находится в других геосферах, то тем самым можно построить оценки состава ядра. Большую помощь в таких вычислениях оказывают высокотемпературные и высокобарические эксперименты по распределению элементов между расплавленным железом и силикатными фазами.

О.Г. Сорохтин предложил гипотезу о составе внешнего ядра из так называемого "ядерного вещества", не существующего при нормальных условиях. "Ядерное вещество" представляет собой оксид одновалентного железа Fe₂O. При давлении 250-300 ГПа "ядерное вещество" разлагается на железо и кислород, поэтому внутреннее ядро, давление в котором превышает упомянутое значение, состоит из железа с примесью никеля. По мнению Сорохтина, со временем оксиды железа из мантии Земли под действием силы тяжести опускаются в ядро, превращаясь в "ядерное вещество". При этом выделяется кислород, причём по мере уменьшения количества оксидов железа в мантии его выделяется всё больше. Часть этого кислорода поступает в атмосферу. До начала фанерозоя кислорода образовывалось крайне мало, затем увеличение его концентрации в атмосфере вызвало резкий всплеск развития жизни на Земле ("кембрийский взрыв"). Но именно ещё большее увеличение парциального давления кислорода в атмосфере Земли через 500-600 миллионов лет (до значения порядка 0,5 МПа) вызовет глобальное потепление и вымирание всех живых организмов, а затем и полное выкипание океана задолго до превращения Солнца в красный гигант.

Химический состав ядра

Источник	Si, wt.%	Fe, wt.%	Ni, wt.%	S, wt.%	O, wt%	Mn, ppm	Cr, ppm	Co,ppm	P, ppm
Allegre et al., 1995	7.35	79.39	4.87	2.30	4.10	5820	7790	2530	3690
Mc Donough, 2003	6.0	85.5	5.20	1.90	0	300	9000	2500	2000

Литература

См. также

Ссылки

1) Кора (Континентальная кора · Океаническая кора): Осадочный слой • Верхняя кора • Граница Конрада • Нижняя кора • Литосфера (Литосферные плиты) • Поверхность Мохоровичича
2) Мантия: Верхняя мантия (Астеносфера) • Сейсмический раздел 660 км • Нижняя мантия • Граница Гутенберга
3) Ядро: Внешнее ядро • Внутреннее ядро

Состав земного ядра

Прямых данных о составе земного ядра нет. Тем не менее современные эксперименты с ударным сжатием металлов и их соединений, а в последние годы и данные статического сжатия этих веществ в сверхпрочных алмазных прессах с учётом данных о распространённости химических элементов в Солнечной системе и на Земле позволяют с высокой степенью достоверности считать, что в земном ядре содержится около 90% железа (Альтшулер и др., 1968). Однако внешнее ядро не может состоять только из чистого железа и тем более из его сплава с никелем, поскольку плотность железа и никелистого железа метеоритного состава при давлениях, господствующих в земном ядре, приблизительно на 10-15% выше плотности «ядерного» вещества во внешнем ядре Земли. Отсюда следует, что помимо железа в «ядерном» веществе должны содержаться лёгкие добавки, несколько снижающие плотность вещества.

Среди таких добавок в разное время рассматривались кремний, сера и кислород. Однако кремний — наименее вероятный компонент «ядерного» вещества по чисто термодинамическим причинам. Действительно, судя по составам наименее дифференцированных метеоритов — углистых хондритов 1-го типа, в холодном веществе протопланетного газопылевого облака в заметных количествах (до 25%) содержалась окись железа FeO, но в её присутствии силициды железа FeSi₂ и FeSi неустойчивы и распадаются с образованием кремнезёма SiO₂ и восстановлением железа до металлического состояния. Причём эта реакция происходит с выделением большого количества тепла и, следовательно, необратима:

Формула 1. В присутствии окиси железа FeO силициды железа FeSi₂ и FeSi неустойчивы и распадаются с образованием кремнезёма SiO₂ и восстановлением железа до металлического состояния

Кроме того, нигде в метеоритном веществе, начиная от примитивных недифференцированных углистых хондритов, просто хондритов и кончая высокодифференцированными железоникелистыми метеоритами, силициды железа не встречаются.

При выборе наиболее вероятной лёгкой добавки в «ядерном» веществе между серой и кислородом следует учитывать как термодинамические условия формирования нашей планеты, так и условия выделения земного ядра на планетной стадии развития Земли.

Не вдаваясь в подробности процесса образования планет Солнечной системы, обратим внимание лишь на твёрдо установленные и наиболее общие закономерности распределения планетного вещества по мере удаления от Солнца. Так, резкие различия плотности планет Солнечной системы совершенно определённо говорят, что их аккреции предшествовала (или сопровождала её) интенсивная сегрегация химического состава первичного протопланетного облака. Действительно, сейчас можно считать установленным общее уменьшение содержания железоникелевой фазы в планетах земной группы по мере их удаления от Солнца (кроме Луны, «сбросившей» своё железное ядро на Землю при разрушении её родоначальной планеты — Протолуны на пределе Роша Земли). Так, судя по плотности планет (с учётом их сжатия), Меркурий содержит около 65% железоникелевой фазы, Венера — 28,8, Земля (вместе со «сброшенным» на неё железом Протолуны) — 32,5, а Марс — 20%. С другой стороны, в атмосферах внешних планет сосредоточились огромные количества летучих компонент (H₂, He, CO₂, CH₄, H₂O, NH₃, N₂ и др.), иногда на порядок-два превосходящие массу силикатных ядер самих планет. Для сравнения отметим, что суммарная массы земной атмосферы и гидросферы составляет лишь 0,024% массы твёрдой Земли, для Венеры эта доля меньше — только 0,0085%. Аналогичная сегрегация, лишь в несколько меньшей степени, должна была происходить и с легкоподвижными элементами, включая серу. Теперь, после проведения подробного фотографирования спутников Юпитера, достоверно известно, что поверхность одного из них, Ио, сплошь покрыта «океаном» серы. Это, по-видимому, убедительно говорит о выносе серы ещё в процессе дифференциации протопланетного облака на периферию Солнечной системы. Следовательно, можно ожидать, что вещество планет земной группы ещё до момента их аккреции было существенно обеднено серой, во всяком случае по сравнению со средним составом протопланетного облака.

Рассматривая этот вопрос, А. Рингвуд (1982) отмечает, что гипотеза вхождения серы в состав ядра встречает большие трудности в связи со значительным обеднением земного вещества рядом менее летучих, чем сера, элементов, например Cr, Mn, Na, K, F, Cs, Zn и Cl. Коэффициенты обеднения этими элементами по сравнению с их первичной распространённостью в углистых хондритах 1-го типа и на Солнце находятся в пределах от 0,3 до 0,03. Аналогичная картина наблюдается и во многих метеоритах. Например, обычные хондриты обеднены серой на 80%, тогда как Na, K, Rb, Mn и Cr в них сохранились почти полностью. Более того, железные метеориты содержат в среднем только около 1% серы, хотя при сегрегации железа в родительских телах если бы последние содержали средние (солнечные) концентрации серы (5-6%), большая её часть должна была бы сконцентрироваться именно в металлической фазе в форме сульфида железа. В том случае концентрация серы в железных метеоритах была бы существенно выше 6%. Отсюда следует, что и земное вещество в целом по сравнению с солнечным веществом в несколько раз обеднено серой.

Вместе с тем следует признать, что, подобно углистым хондритам, земное вещество достаточно окислено. Во всяком случае, вещество современной мантии сравнительно полно окислено, хотя и не до предельного состояния, поскольку в нем FeO/Fe₂O₃ больше 1.

Таким образом, анализ данных сравнительной планетологии позволяет считать, что относительно среднего состава планет и метеоритов Солнечной системы Земля несколько обогащена железом (в 1,3-1,4 раза), существенно обеднена серой (в 10 раз) и другими подвижными элементами, очень обеднена летучими соединениями (в 10 5 —10 7 раз) и характеризуется почти средним для Солнечной системы обилием кислорода (по отношению к кремнию).

Однако даже если бы потери серы из протопланетного облака в области формирования Земли не происходило и в её составе наблюдалось бы среднее содержание элемента (около 56%), то и тогда этого количества серы не хватило бы на формирование земного ядра, так как в ядре состава FeS должно было бы содержаться по отношению к массе Земли около 11% серы. Но поскольку земное вещество все-таки было существенно обеднено серой, то оставшегося её количества в Земле тем более не хватит для формирования у неё сульфидно-железного ядра. Одновременно с этим, сравнительно полное окисление мантийного вещества Земли позволяет предполагать существование окислов железа и в земном ядре.

Рассмотрим теперь чисто геофизическую и геологическую информацию о возможном составе лёгкой добавки к железу в «ядерном» веществе Земли. Подробный анализ энергетического баланса нашей планеты показывает, что главным источником эндогенной энергии в современной Земле является процесс гравитационной дифференциации мантийного вещества, приводящий к выделению в центре планеты плотного земного ядра и к возбуждению в остаточной силикатной мантии конвективных движений. Благодаря этому процессу сегодня в мантии генерируется около 3×10 20 эрг/с гравитационной энергии, тогда как на долю распада радиоактивных элементов приходится только около 0,35×10 20 эрг/с тепловой энергии (остальная и большая часть радиогенной энергии, приблизительно 0,9×10 20 эрг/с, выделяется в земной коре). Расчёты показывают, что в этом случае в настоящее время из мантии в ядро переходит приблизительно 150 млрд т/год «ядерного» вещества. Но единственными подходящими на эту роль компонентами в современной мантии Земли являются окислы железа FeO и Fe₂O₃, суммарное содержание которых в её веществе сейчас достигает приблизительно 8%. В противоположность этому, концентрация сульфидов железа в современной ювенильной мантии не превышает 0,1%. Следовательно, и с этой точки зрения лёгкой добавкой к железу в земном ядре скорее всего является кислород.

Из наиболее вероятного процесса гомогенной аккреции планет вытекает, что молодая Земля сразу после своего образования была однородной по составу и лишённой плотного ядра планетой. Изучение процесса расслоения Земли, а также изотопно-свинцовые отношения в земных породах показывают, что ядро выделялось постепенно. Отсюда следует, что все «ядерное» вещество, ныне находящееся в ядре, в начале геологической истории Земли было более или менее равномерно рассеяно по первичной мантии. Но поскольку самые древние породы коры так или иначе произошли в результате их выделения из мантии, можно ожидать, что в их составе в изобилии должны находиться и компоненты, ныне опустившиеся в земное ядро. В ультраосновных и основных породах архея обычно наблюдаются повышенные содержания FeO, а в древних базальтах Гренландии на о. Диско встречается даже самородное железо. Но никаких заметных аномалий концентрации серы в архейских породах не наблюдается. Удельный же вес сульфидной металлогении того времени по сравнению с общей массой содержащихся в породах окислов железа ничтожно мал. Следовательно, геологические данные также свидетельствуют в пользу окисно-железного, а не сульфидного состава земного ядра.

Учитывая приведённые выше данные и соображения, ещё в 1971 г. О.Г. Сорохтиным была предложена и обоснована гипотеза окисно-железного состава внешнего жидкого ядра Земли. Внутреннее же твёрдое ядро при этом по традиции принималось состоящим из железоникелевого сплава метеоритного состава Fe_0,9×Ni_0,1. В дальнейшем эта гипотеза была воспринята и поддержана К. Булленом (1973) и А. Рингвудом (1977).

Для определения стехиометрии соединения железа с кислородом при высоких давлениях необходимо напомнить, что железо относится к переходной группе элементов с полностью заполненной внешней электронной оболочкой 4s 2 и частично вакантной внутренней 3d 6 электронной оболочкой. Напомним, что электроны в атомах могут находиться только на определённых энергетических уровнях и группируются в электронных оболочках, обозначаемых латинскими буквами s, p, d, f и т.д., тогда как номер оболочки обозначается цифрами. В каждой атомной оболочке нейтрального атома может находиться не более определенного количества электронов: в s-оболочке — не более двух электронов, в p-оболочке — не более 6 электронов, в d-оболочке — 10 электронов, в f-оболочке — 14 электронов и т.д. Число электронов, находящихся в данной оболочке, обычно отмечается числовым индексом над обозначением оболочки. Например, атомный номер железа равен 26, следовательно, у каждого нейтрального атома железа имеется 26 электронов, сгруппированных в семи электронных оболочках следующим образом: 1s 2 2s 2 2p 6 3s 2 3p 6 3d 6 4s 2 . Химические связи элемента могут возникать только с электронами, находящимися во внешних и не полностью заполненных оболочках. По этой причине при характеристике химических свойств конкретных элементов внутренние, полностью заполненные электронами оболочки, обычно не отмечаются. В этом случае электронную конфигурацию железа можно обозначить 3d 6 4s 2 .

Поскольку внешняя электронная оболочка железа 4s полностью заполнена электронами, то при нормальных давлениях все химические свойства этого элемента определяются только вакантными электронными уровнями оболочки 3d. Однако известно, что под влиянием высоких давлений в атомах переходных металлов возникают электронно-фазовые перестройки, в результате которых внешние электроны переходят на внутренние орбиты, но при этом меняются и химические свойства элемента.

У железа первый электронно-фазовый переход наблюдается при давлениях р меньше 130 кбар, после чего один из внешних s-электронов переходит на d-орбиты, меняя тем самым электронную конфигурацию в его атомах 3d 6 4s 2 — 3d 7 4s 1 . В результате такого перехода на внешней электронной s-оболочке железа остаётся только один неспаренный электрон, приобретающий теперь способность присоединять к себе один из электронов другого атома, например кислорода, образуя с ним прочную одновалентную связь, откуда следует, что у железа при высоких давлениях должны проявляться чётко выраженные свойства одновалентного металла. Следовательно, химический состав «ядерного» вещества во внешнем земном ядре должен отвечать окиси железа с несколько непривычной стехиометрией Fe₂O или эвтектическому сплаву Fe×FeO.

При ещё больших давлениях р = 3 Мбар в железе происходит второй электронно-фазовый переход 3d 7 4s 1 — 3d 8 , после которого железо становится химическим аналогом никеля (3d 8 4s 2 ), а химические свойства также полностью определяются аналогичной конфигурацией электронов (d 8 ) в 3d-оболочке его атомов. Под влиянием высоких давлений, правда, никель также может испытывать электронно-фазовые перестройки и менять свои химические свойства, но это происходит при ещё более высоких давлениях. Поэтому вторым электронно-фазовым переходом железа, по-видимому, можно объяснять формирование сплава Fe×Ni во внутреннем ядре Земли и его большую плотность, чем у железа при том же давлении.

Гипотеза окисно-железного состава (Fe₂O) внешнего ядра и железоникелевого (Fe_0,9×Ni_0,1) состава внутреннего ядра в середине 70-х годов была проверена нами расчётами по экспериментальным данным ударного сжатия металлов и их окислов. Результаты такой проверки показали полную совместимость принятой гипотезы с распределениями плотности вещества в Земле, построенными по независимым сейсмологическим данным (см. рис. 13).

Тогда же гипотезу окисно-железного состава внешней оболочки земного ядра активно поддержал известный сейсмолог К. Буллен (1973, 1978) и петролог А. Рингвуд (1977, 1982). Несколько позже появились работы Е. Отани и А. Рингвуда (1984), экспериментально показавшие, что при высоких давлениях (р меньше 200 кбар) наблюдается практически полная растворимость окиси железа в расплаве металлического железа с образованием сплава Fe×FeO, близкого по стехиометрии к составу Fe₂O. При этом оказалось, что температура плавления эвтектического сплава Fе×FO существенно ниже температуры плавления исходных компонент и заметно ниже адиабатического распределения температуры в мантии (см. рис. 17). Более того, в эксперименте было обнаружено теоретически предсказанное уменьшение мольного объёма сплава Fe×FeO примерно на 3,8 см 3 /моль по сравнению с суммарным мольным объёмом исходных компонент (при нормальном давлении этот объем приблизительно равен 19,1 см 3 /моль). Столь значительное уплотнение сплава Fe×FeO (более, чем на 20%), по-видимому, можно объяснить только электронно-фазовыми переходами в атомах железа и возникновением в расплаве при высоких давлениях сильных химических ковалентных s-связей в молекулах Fe₂O, как и предполагается в исходной гипотезе. Проведённые А. Рингвудом и его коллегами расчёты также подтвердили, что при давлениях, господствующих во внешнем ядре, плотность эвтектического сплава Fe×FeO неплохо соответствует наблюдаемым плотностям «ядерного» вещества по сейсмологическим данным.

Рисунок 17. Температура плавления эвтектических сплавов Fe_x×FeO_1-x в зависимости от давления.
Крестиками показаны экспериментальные данные: до 500 кбар — данные Е. Отани, А. Рингвуда и В. Хайбберсона (1984, 1990), на интервале давлений 700-1400 кбар — данные Р. Бёлера (1993), далее экстраполяция по закону Клапейрона-Клаузиуса; пунктиром показана температура плавления железа.

Происхождение магнитного поля Земли и его нестационарный (переменный) характер обычно связываются с конвективными течениями в жидком веществе земного ядра. Однако для возбуждения магнитного поля Земли необходимо, чтобы «ядерное» вещество обладало высокой электропроводностью. Прямых измерений электропроводности соединения Fe₂O или сплава Fe×FeO при высоких давлениях и температурах пока не проводилось, тем не менее из общих физических и квантово-механических соображений следует, что вещество с таким составом в условиях земного ядра должно обладать металлической электропроводностью.

Таким образом, суммируя приведённые выше теоретические соображения о природе «ядерного» вещества Земли, а также экспериментальные данные о температуре плавления и плотности эвтектических сплавов железа с его окисью при высоких давлениях, можно с большой долей вероятности утверждать, что внешняя (жидкая) часть земного ядра состоит из расплава окиси одновалентного железа Fe₂O или из эквивалентного этому соединению эвтектического сплава Fe₂O, устойчивых только при высоких давлениях. Внутреннее же ядро вероятнее всего состоит из железоникелевого сплава Fe_0,9×Ni_0,1. Состав переходного слоя F между внешним и внутренним ядром естественнее всего считать сульфидным состава FeS. Выяснив составы отдельных геосфер, можно рассчитать и средний состав Земли (табл. 1).

В строении каждой планеты предусмотрено ядро. В большинстве случаев оно многослойное. Это своеобразный фундамент для шарообразного небесного тела. Вещества, находящиеся в составе ядра, обладают необычными свойствами. К примеру, железо, которое находится на огромнейшей глубине в центральной части планеты, может преобразовываться в кристаллы либо находиться в жидком состоянии.

Что такое ядро Земли

Это наиболее глубоко расположенная центральная часть земного шара находящаяся под мантией нашей планеты состоящая в основном из железного и никелевого сплава. При этом оно состоит из двух слоев.

Процедура изучения свойств и состав ядра — задача не из легких, так как оно находится на глубине в 2900 км. Опускаясь в недра планеты, с каждым километром увеличивается температура, из-за чего электронные приборы и техническое оборудование выходят из строя.

Пройдя сквозь литосферу, следует преодолеть слой раскаленной мантии. Самое глубокое бурление к центру нашей планеты было создано на Кольском полуострове еще в 1991 году. Глубина этой скважины составляет 12 262 метров, а температура здесь превышает 200°С. В 2000 году был разработан проект зонда, с помощью которого можно было бы изучить недра Земли. Но для создания этого прибора необходимо взорвать несколько ядерных бомб, после чего залить туда большое количество жидкого металла. Кроме этого, в основе зонда должен быть материал, способный выдержать температуру в +2000°-+3000°С.

Все известные параметры центральной части Земли были получены в результате наблюдений за изменениями сейсмической волны. Также ученые следят за магнитным полем, что позволяет исследовать вращение ядра.

Состав и структура

Несмотря на сложности при исследовании центральной части нашей планеты, ученым удалось выяснить физические параметры “сердца” земного шара. Основным материалом, который образует центральный участок нашей планеты, является железо в жидком и кристаллообразном виде. Ученые полагают, что в составе центра нашего небесного тела находиться также никель.

Радиус

Средняя окружность сферы ядра составляет 3500 км. Радиус внутренней твердой части равна 1300 км. Толщина верхнего жидкого слоя не превышает 2200 км.

Расстояние до ядра Земли

Достичь наиболее глубокий центральный участок небесного тела еще никому не удавалось. Лавы, извергающихся вулканов, плавятся на глубине 220-300 км, образование драгоценных пород (бриллиантов) происходит не ниже 500 км. Все, что находится глубже — это тайна. Однако, ученые нашли способ ответить на вопрос “Сколько километров до ядра Земли” с помощью сейсмологии.

Во время землетрясений образуются мощные ударные волны по всей планете. Подобные колебания должны проходить по всей территории земного шара. Но, если толчки от землетрясений происходят на одной стороне планеты, то на противоположной — колебательные волны подавляются. Исследовав эти данные, ученые пришли к выводу, что S-волны реверберируют, сталкиваясь с твердым и жидким слоями.

После того, как специалисты воссоздали карту движений колебательных волн, стало ясно, что на расстоянии 3000 км находятся жидкие породы.

Масса

Наблюдая за гравитационным полем нашего небесного тела, ученые пришли к выводу что масса земного шара составляет 5,9 секстиллионов тонн (59 20 ). Плотность поверхностного слоя меньше, чем общие средние показатели. Это говорит о том, что в недрах планеты находятся твердые и плотные породы. Общий вес жидкого слоя составляет 30% от массы всего шара.

Температура ядра Земли

Известно, что самая глубокая центральная часть нашей планеты состоит из двух слоев: внешнего жидкого и внутреннего твердого. При воздействии давления 3,3 млн атмосфер, температура между ними колеблется в пределах +6000°-+6500°С. Это горячее, чем на Солнце. Внешнее ядро горячее и не остывает, так как от него исходят мощные потоки магмы, которые растекаются в стороны, приближаясь к поверхности мантии. При трении между внешним слоем и центром Земли, температура повышается. Ввиду этих процессов, “сердце” нашей планеты не остывает. Земля не успевает охлаждаться, ее внутренний твердый слой образовывается из охлажденных, кристаллизованных остатков железа. Ученые предполагают, что со временем, весь центральный участок может стать твердым и это станет началом конца.

Магнитное поле

Известно, что надежной защитой от радиационного воздействия Солнца является магнитное поле. Оно генерируется благодаря жидкому слою железа и никеля. Кроме этого, внешний слой “подогревает” мантию на столько сильно, что потоки магмы извергаются вулканами. Активная магнитосфера стала залогом зарождения жизни на земном шаре, в отличие от других небесных тел.

Читайте также: