Состав и строение Земли

Твердая Земля на основании геофизических данных (прежде всего, сейсмических) разделена на несколько сферических оболочек (рис). Большая часть из них получила собственные названия, а положение границ и физическая их природа непрерывно уточнялись в течение последних пятидесяти лет. Основные оболочки: земная кора, мантия и ядро.

Считается, что планеты сформировались из околосолнечного сгущения космической пыли. К настоящему времени наибольшее признание получило представление о существенном разогреве Земли вплоть до плавления внешней оболочки уже на стадии аккреции. Логическим следствием стал вывод о ранней дифференциации Земли на железное ядро, силикатную твердую мантию и расплавленную внешнюю оболочку (до глубин 400-670 км), что обусловило первичное отличие состава верхней и нижней мантии.

Из трех твердых оболочек Земли мантия самая большая, она составляет более 99% силикатной части Земли, а кора имеет массу менее 1%. Кора образовалась путем парциального плавления мантии, но этот процесс не привел к изменению состава мантии в отношении содержания главных, петрогенных элементов, так как объем коры весьма мал. За исключением высоко некогерентных редких элементов, концентрирующихся в коре, и сидерофильных и, возможно, халькофильных элементов, концентрирующихся в ядре, главные литофильные элементы содержатся в мантии в тех же пропорциях, что и в Земле в целом. Следовательно, если предположить, что хондриты являются представительным составом Солнечной системы, то их состав может быть близок к составу силикатной Земли и ее мантии. Оценки состава Земли и ее оболочек (ядро, примитивная мантия) сделаны исходя из “метеоритной гипотезы” – гипотезы о сходстве состава Земли и углистых хондритов по соотношению главных и второстепенных элементов (табл.1).

ГЕОХИМИЯ МАНТИИ

Имеется несколько источников сведений о составе и строении мантии. Они включают

прямые:

выходы мантийных пород на земную поверхность, такие как масивы альпинотипных ультрамафитов и офиолитов,

ксенолиты

не прямые:

вулканиты, образующиеся при плавлении мантии,

геофизические свойства, включая тепловой поток, плотность и скорости сейсмических волн,

состав хондритов.

Глубинные ксенолиты в комплексе с геофизическими и экспериментальными данными являются важнейшим источником информации о составе верхней мантии (BМ). Их изучение позволяет выявить гетерогенность и наметить основные типы ВМ.

Глубинные ксенолиты выносятся в кимберлитовых трубках и вулканических аппаратах преимущественно щелочно-базальтоидных магм; но они как правило, отсутствуют в толеитовых и известково-щелочных магмах. Причины этого:

1. условия выплавления и транспортировка: более высокая степень плавления, медленный подъем, наличие промежуточных камер;

2. уничтожаются (растворяются, резорбируются) в промежуточных очагах.

Находки резорбированных ксенокристов в толеитовых и известково-щелочных магмах свидетельствуют в пользу 2.

Кимберлитовые трубки и вулканические аппараты представляют собой естественные скважины, доставляющие пробы пород из нижней коры и ВМ до глубин 250 км. Главная трудность состоит в том, что ксенолиты перемешаны, а часть их утрачена. Основной критерий упорядочивания ксенолитов по глубине - оценка Р по минеральным парагенезисам с помощью схемы фаций мантии и особенностей состава минералов. Р в мантии довольно хорошо коррелирует с глубиной. Оценка роли ксенолитов разного состава и их положения в разрезе ВМ возможна и достаточно обоснована при статистическом подходе - усреднении данных по большому числу ксенолитов в разных объектах одного района.

Среди глубинных ксенолитов преобладают породы ультраосновного и основного состава.

Минеральный состав мантии (М) и его изменение с глубиной

Большинство геохимиков и геофизиков полагают, что М имеет ультраосновной, перидотитовый состав. Перидотит это порода с преобладанием оливина, он включает три разновидности: дунит (>90% оливина), гарцбургит (оливин+ортопироксен) и лерцолит (оливин+ортопироксен+ клинопироксен). Полагают, что в ВМ преобладают лерцолиты, которые кроме названных минералов содержат глиноземистую фазу – плагиоклаз или шпинель или гранат. Альтернативным является представление о пиролитовом составе ВМ (пиролит, по Рингвуду это Px-Ol-порода, состоящая из 1 ч. базальта и 3 ч. дунита).

Любые оценки состава ВМ должны удовлетворять следующим условиям:

1. он должен соответствовать составу непосредственных образцов М - ксенолитов,

2. должен давать базальтовый расплав при плавлении,

3. должен иметь скорости сейсмических волн и плотности, соответствующие замеренным,

4. должен быть близок к хондритовому.

Этим условиям удовлетворяют не только лерцолиты. Некоторые исследователи полагают, что М или по крайней мере ВМ имеет эклогитовый состав. Он лучше согласуется с распределением сейсмических скоростей, но сильнее отклоняется от хондритового, и эклогитовые ксенолиты встречаются значительно реже, чем перидотитовые. Сейсмическая анизотропия некоторых частей ВМ также свидетельствует о ее обогащенности оливином. Дон Андерсон высказал предположение о том, что ВМ состоит из оливинсодержащего эклогита, названного пиклогитом.

Фазовые переходы в мантии

Очевидно, что минеральный состав М изменяется с ростом давления (P), т.е. с глубиной.

1. В верхних 200 км единственно важным является изменение природы глиноземистой фазы. Переход плагиоклаз - шпинель на ~30 км, переход шпинель - гранат от 60 до 90 км в зависимости от состава и температуры (Т). Гранат-перидотитовый ансамбль остается стабильным до 300 км.

2. С 300 км пироксен начинает растворяться в гранате, образуя твердый раствор - мейджоритовый гранат, который отличается тем, что в нем 1/4 атомов Si находится в октаэдрической координации. Этот переход полностью завершается на глубине около 460 км и приводит к увеличению плотности пироксенового компонента на 10%.

3. Между 400 и 670 км установлен более быстрый рост сейсмических скоростей, этот интервал часто называют переходной областью. С глубины 400 км или ~140 кбар -оливин переходит в -оливин (рост плотности на 8%), переход резкий в интервале 9-17 км. На глубине 500 км -оливин переходит в -оливин, называемый рингвудитом, (со структурой близкой к шпинели), переход более растянут в интервале 30 км, рост плотности только на 2%, так как Si остается в тетраэдрической координации. В пределах переходной зоны часть Mg и Ca выделяется из мейджорита, образуя CaSiO3и MgSiO3с перовскитовой и ильменитовой структурой соответственно. Пропорция перовскита увеличивается с глубиной до тех пор, пока мейджорит полностью не исчезает на глубине порядка 720 км. Ильменит существует только до глубины 660 км.

4. Очень резкое и сильное возрастание сейсмических скоростей происходит вблизи уровня 660 км, который назван сейсмическим несогласием 660 км. Это граница нижней мантии. Долго обсуждалось, является ли это несогласие химической границей или фазовой. Сейчас имеется общее мнение, что это прежде всего граница фазовых изменений, но возможно, что и химических тоже. Происходит переход -оливина в (Mg,Fe)SiO3с перовскитовой структурой (магнезиальный перовскит) и магнезиовюстит (Mg,Fe)O, рост плотности составляет около 11%. Mg-перовскит по стехиометрии идентичен пироксену, но Si находится в октаэдрической координации. Это граница очень важна с точки зрения возможности обмена материала верхней и нижней мантии. В виду того, что уменьшается разница плотностей погружающегося в зонах субдукции материала и окружающей мантии, это препятствует его дальнейшему опусканию в нижнюю мантию (НМ) и приводит к образованию слоя мощностью около 50 км аккумулированной океанической коры выше границы верхняя – нижняя мантия.

Геохимия верхней мантии

Важнейшим понятием в мантийной геохимии является понятие “примитивная” мантия. Примитивная мантия (ПМ) это мантия после отделения ядра, но до сепарации коры. Таким образом, ее состав эквивалентен составу всей силикатной Земли. Представление о существовании ПМ исходит из того, что ядро выделилось довольно рано еще до завершения аккреции, тогда как кора образовалась значительно позднее и более медленно.

Состав примитивной мантии (табл.1) был рассчитан двумя методами, которые дали согласующиеся результаты: 1) из состава хондритов - хондриты имеют постоянные отношения высокотугоплавких литофильных элементов, таких как Al, Ca, Ti, Sc, Sr, Ba, Y, REE, Zr, Hf, Nb, Ta, Th и U. Приняли, что отношения тугоплавких элементов в силикатной Земле или ПМ близки к хондритовым. Это позволило рассчитать ее состав. 2) – из наблюдаемых составов базальтов и комплементарных к ним ультраосновных реститов.

Состав ПМ отличается от хондритового вследствие двух процессов:

 Потери летучих из внутренних частей Солнечной системы и во время образования Земли

 Потери сидерофилов в ядро

Считается, что это начальный состав, из которого впоследствии образовалась земная кора.