В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 27
Текст из файла (страница 27)
Этограндиозное событие в истории Земли — разделение на ядро и мантию — должнобыло произойти в догеологическую эпоху, т.е. более 3.8 ⋅ 109 лет назад (возрастдревнейших горных пород, обнаруженных на поверхности Земли). Энергия радиоактивного распада оценивается следующим образом. Тепловыделение в Земле на единицу массы равно QM ∼ Q/M ∼ 2.4 ⋅ 1020 /6 ⋅ 1027 = 4 ⋅ 10−8 кал/(г ⋅ год),что практически совпадает с тепловыделением на грамм в углистых хондритах,из материала которых, как считается, образовалась наша планета. Это указывает116на то, что в настоящее время Земля как бы находится в стационарном состоянии — именно, она теряет столько же тепла, сколько в ней образуется из-зарадиоактивного распада.
Радиоактивный распад на протяжении жизни Землимедленно ослабевает (он уменьшился примерно в 4–5 раз). Таким образом, средняя мощность радиогенного тепловыделения в 2–2.5 раза больше, чем величинасовременного теплового потока. Это дает (2–2.5) ⋅ 1.1 ⋅ 1020 кал, а поделив этувеличину на теплоемкость Земли cЗ , получим соответствующую оценку в градусах ∼ (1600–2000)∘ C. На основе всех этих оценок остывание Земли на 800∘ Cследует признать скорее малым или средним, чем большим.Изложенные в этой главе основные представления классической геотермикиполучили дальнейшее развитие после появления тектоники плит, когда сталоясно, что в обширных зонах мантии перенос тепла осуществляется в результатеконвективного тепло-массопереноса.
Современные представления о тепловомрежиме Земли изложены в гл. 8.Глава 6ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МАТЕРИАЛОВПРИ ВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЯХ«Бриджмен главным образом работал в физике, но он отдавал себе ясный отчет в том,что его работы потенциально применимы и кгеологии, и к геофизике. Он опубликовал рядработ, посвященных изучению свойств горных пород и минералов; первая из них вышла в свет в 1918 г. Пророческое утверждение появилось в его работе 1936 г.: “Большоечисло полиморфных превращений, найденныхпри высоких давлениях, существенно для геологии, по крайней мере для тех частей земной коры, которые находятся в кристаллическом состоянии. .
. ”. Далее в этой же работеон замечает: “Геология в своем развитии быстро приближается к такому положению, когдаона не сможет больше уходить в сторону отрешения основной проблемы, стоящей передней, — определить реальное физическое и химическое поведение тех материалов, из которых в действительности состоит земная кора”».Фрэнсис Берч,«Замечания к статье В.Н. Жарковаи В.А. Магницкого «Эволюция геофизики».Непосредственное проникновение в недра Земли затруднено. В таком случаевозникает естественная идея попытаться изучить недра Земли, моделируя ихв лабораторных условиях. Земля является естественной лабораторией высоких118давлений.
Давление в центре Земли равно примерно 3.5 млн атм1 , а температурыдостигают 6000∘ C. Этими цифрами, собственно, и определяется тот диапазондавлении и температур, в котором следует проводить моделирование. Динамические методы, использующие для сжатия мощные ударные волны, покрываютвесь диапазон геофизических давлений и температур. При динамических сжатиях эксперимент длится доли микросекунды, но современная аппаратура позволяет выполнять все необходимые измерения. Накопление экспериментальнойинформации о поведении геофизических материалов при высоких давлениях итемпературах позволило приступить к физической интерпретации состояния исостава вещества земных недр.Прежде чем излагать результаты лабораторных экспериментов, скажем несколько слов о геофизических материалах.6.1.Геофизические материалыНазвания важнейших силикатов и их механические параметры при нормальных условиях даны в табл.
2.Главным структурным элементом силикатов является кремнекислородныйтетраэдр, в центре которого расположен ион Si+4 , а в вершинах — ионы O−2 .Способы соединения тетраэдров могут быть следующими: 1) каждый ион кислорода является общим для двух тетраэдров, в результате чего получается структура, характерная для минералов группы кварца SiO2 ; 2) через ионы кислородатетраэдры связываются с катионами металлов («островные» силикаты); структурой такого типа обладают некоторые ортосиликаты; 2) третий способ можетбыть представлен в виде комбинации первых двух. Все силикаты можно себепредставить как состоящие из шарообразных ионов, каждый из которых характеризуется своим значением ионного радиуса.
Ионные радиусы измеряются вангстремах, 1 Å = 10−8 см.Основной объем в силикатах заполняют крупные анионы кислорода O−2(rO−2 = 1.36 Å. Ионные радиусы основных катионов (Si+4 , Mg+2 , Fe+2 , Fe+3 ,Аl+3 , Ca+2 , Na+1 , K+1 ) меньше (соответственно 0.39; 0.74; 0.80; 0.67; 0.54; 1.04;0.98; 1.33). Методами рентгеноструктурного анализа было установлено, что расстояние между ионами кислорода в тетраэдре составляет 2.6 Å, а между ионамикислорода и кремния примерно 1.6 Å. Ионы кислорода, принадлежащие разнымтетраэдрам, находятся друг от друга на расстоянии 2.8–2.9 Å.
Приведенные циф1 Напомнимсвязь между различными единицами, употребляемыми для измерения давления:1 бар = 106 дин/см2 = 1.01972 кг/см2 = 0.986324 атм. В физике высоких давлений обычно используют килобары (1 кбар = 103 бар) и мегабары (1 Мбар = 106 бар).119Кварц ГруппаОртосиликатыПироксены120ДиопсидАвгитЖадеитЭнстатитГиперстен(бронзит)ГиперстенФерросилитГранатыКварцКоэситСтишовитОливинФорстеритОливинОливинОливинФаялитШпинельНазваниеминералаMg0.7 Fe0.3 SiO3FeSiO3(Mg, Fe)2 SiO4Mg2 SiO4Mg1.8 Fe0,2 SiO4Mg1.0 Fe1,0 SiO4Mg0.4 Fe1,6 SiO4Fe2 SiO4Fe2 SiO4(Ca, Mg, Fe+2 , Mn)3(Al, Fe+3 , Cr)2 (SiO4 )3CaMg(SiO3 )2Ca(Mg, Fe, Al)[(Si, Al)O3 ]2NaAl(SiO3 )2MgSiO3Mg0.85 Fe0.15 SiO3SiO2Формула3.443.983.2–3.63.3–3.53.23.342.6482.924.283.3–3.53.2143.343.824.174.394.853.2–4.33.2–3.40.7250.5510.7970.7570.5560.8110.8380.7260.5240.5100.8140.9360.6230.4430.5131.321.0731.1610.931.281.2121.0491.2861.271.271.371.322.051.5–1.80.91–1.110.3770.9723.43Плотность, Жесткость, Модуль сжатия,г/см3 1012 дин/см2 1012 дин/см27.706.907.338.367.858.5698.457.667.266.758.058.77.736.057.5311.0vP , км/сФизические параметры важнейших силикатов при нормальных условиях4.593.724.284.994.765.0155.014.363.663.414.104.84.404.094.195.55vS , км/с312929393831.540383333304240–452814.233.380Φ = K/ρ ,км2 /с2Таблица 2121Слюды Амфиболы ГруппаАлюмосиликатыДругие минералыТалькПериклазЖелезоОртоклазАльбитАнортитНефелинMg3 (Si2 O5 )2 (OH)2MgOFeKAl(Si3 O8 )NaAl(Si3 O8 )Ca(AlSiO4 )2Na(AlSiO4 )K2 (Mg, Fe)6 (Si6–5 Al2–3O20 (OH, F)4KAl2 (AlSi3 O1 0)(OH)2БиотитМусковит(Са, Na)2 (Mg, Fe)4 (Al, Fe)(OH)2 [(Si, Al)4 O11 ]2Ca2 Mg5 (Si8 O2 0)(OH)2ФормулаРоговаяобманкаТремолитНазваниеминерала2.7–2.83.567.872.5–2.62.6–2.72.7–2.82.5–2.62.8–3.02.7–3.23–3.42.9–3.20.760.080.2760.2390.2940.3160.2730.291.701.660.500.540.910.500.520.50Плотность, Жесткость, Модуль сжатия,г/см3 1012 дин/см2 1012 дин/см23.849.775.905.686.025.885.36vP , км/с1.695.963.453.093.393.413.00vS , км/с10.9472118203322.719.116.7Φ = K/ρ ,км2 /с2Продолжение таблицы 2ры таковы, что структуру силикатов можно рассматривать с точки зрения теорииплотнейшей упаковки шаров.
Накладывая определенным образом плоские слоишаров, прилегающие плотнейшим образом друг к другу, можно получить дватипа плотно упакованных структур — гексагональную и кубическую, которыеотличаются своей симметрией. В плотноупакованной структуре шары, ее заполняющие, занимают три четверти пространства. Между шарами имеется дватипа пустот. Одни окружены четырьмя шарами и имеют, следовательно, координационное число 4, а другие расположены между шестью шарами и имеюткоординационное число 6.
Указанные пустоты в силикатах соответственно называются тетраэдрическими и октаэдрическими. В силикатах на n кислородныханионов, уложенных плотнейшим образом, приходится n октаэдрических пустоти 2n тетраэдрических, т.е. на один анион O−2 приходятся одна октаэдрическаяи две тетраэдрические ячейки, которые частично заполняются катионами. Соответственно силикаты можно рассматривать как структуры, заполненные кремнекислородными тетраэдрами, или же как структуры, заполненные кислороднымиоктаэдрами, в центре которых расположен тот или иной металлический катион1 .Горные породы представляют собой агрегаты минералов, и именно с ними мыобычно встречаемся в естественных условиях.
Важнейшие породообразующиеминералы приведены в табл. 2. К ним следует добавить шпинель MgAl2 O4 , минерал группы алюмошпинелей, и всю совокупность шпинелидов (шпинелей) —минералов с общей формулой АВ2 O4 , где A — Mg, Zn, Mn+2 , Fe+2 , Ni+2 , Co+2 ;B – Al, Mn+3 , Fe+3 , Ti+4 , V+3 , Cr+3 . В зависимости от преобладающего катиона В различают: алюмошпинели — группа шпинели; ферроншинели — группамагнетита; хромошпипели — группа хромита; титано- и ванадио-шпинели.Свойства горной породы определяются в основном ее породообразующимиминералами.
По генетическому признаку различают магматические (или изверженные), осадочные и метаморфические породы.Осадочные и метаморфические породы имеют вторичное происхождение.Первые образуются на поверхности Земли в результате разнообразных процессов, вторые — на некоторой глубине в земной коре путем перекристаллизациидругих пород. При застывании расплава внутри земной коры образуются интрузивные породы, а при застывании расплава на поверхности — эффузивные(излившиеся). Последние имеют обычно плохо различимую кристаллическуюструктуру либо являются аморфными телами.По содержанию главного окисла SiO2 изверженные породы делятся на четырегруппы: кислые, содержащие 65–75% SiO2 (граниты, гранодиориты, липариты,1 Структурамсиликатов посвящены специальные книги: Брэгг У.Л., Кларингбулл Г.Ф. Кристаллическая структура минералов.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
