В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 53
Текст из файла (страница 53)
Если расчет покажет, чтовся мантия принимает участие в обмене элементами между L и M, то это будет служить указанием на конвекцию через нею мантию. Если же только частьмантии обменивается веществом между L и M, то конвекция в мантии разбивается на несколько подсистем. O’Нионс, Ивенсен и Гамильтон выбрали содержание рассеянных элементов в Земле на основе всех имеющихся данных гео236Таблица 15Обилия рассеянных элементов в Земле(в коре и мантии [L + M])ЭлементKRbSrUThPb0 2SmОбилия,Скоростьг/т1выделения тепла,мк ⋅ Вт/кг2003.5 ⋅ 10−30.6721.00.02098.40.0826.60.100.32Обилия,Скоростьг/т1выделения тепла,мк ⋅ Вт/кгNd0.97Rb/Sr0.03K/U104K/Rb300Sm/Nd0.330Th/U4Недифферен4.8 ⋅ 10−6цированнаямантияЭлемент1 Обилияполучены в предположении, что Земля имеет одинаковые с углистыми хондритами относительные обилия по отношению к Са, U, Th, Sm и Nd; величина [г/т]означает количество граммов элемента в тонне породы (авторы: О’Нионс, Картер, Ивенсен, Гамильтон, 1979 г.).2 Pb0 — первичный свинец.и космохимии (табл.
15). Данные табл. 15 позволяют рассчитать интегральноетепловыделение в силикатном резервуаре Земли (M + L).Результаты расчета графически изображены на рис. 65. На нем показанытепловыделения за счет радиоактивного распада U, Th, K и U + Th + K какфункции времени от момента образования Земли t = −4.55 ⋅ 109 лет. Там же длясравнения показаны тепловыделения, которые были бы в Земле, если бы Земляне была обеднена калием. Кривыми U + Th + 2K и U + Th + 7K показанотепловыделение для составов, которые содержат калия в 2 и 7 раз больше, чемреальная Земля, т.е.
у них K/U ∼ 2 ⋅ 104 и 7 ⋅ 104 . Прерывистая прямая, параллельная оси времени, соответствует полному современному тепловому потоку из недр Земли. Штрихпунктирная прямая соответствует теплопотере Земли,уменьшенной на величину потока из ядра в мантию (см. §7.7).Таким образом, если предположить, что теплопотеря Земли осуществляетсяза счет радиогенного тепла, то, согласно рис. 65, время термической релаксации Земли τE равно примерно 2 ⋅ 109 лет (оно обозначено правой стрелкой у осивремени на рис.
65). С учетом того, что поток тепла из ядра в мантию, не связанный с радиоактивным распадом, составляет ∼ 1/7 от полного теплового потокаЗемли, время термической релаксации Земли уменьшается до ∼ 1.5 ⋅ 109 лет.237Радиогенное тепловыделение во всей Земле, 1013 Вт8U + Th + 7KU + Th + 2K6U + Th + KU4K2Th01234.554t, 109 летРис.
65. Полное радиогенное тепловыделение во всей Земле по данным табл. 15Отдельно показано тепловыделение за счет распада K, Th, U и суммы U + Th + K. КривыеU + Th + 2K и U + Th + 7K дают тепловыделения для предельных хондритовых концентраций калия: K/U ∼ 2 ⋅ 104 и K/U ∼ 7 ⋅ 104 . Показано значение современной теплопотери Земли3.14 ⋅ 1013 Вт (прерывистая прямая) и теплопотери, уменьшенная на поток тепла из ядра в мантию, равная ∼ 2.7 ⋅ 1013 Вт (штрихпунктирная прямая). Стрелки на оси времени указывают времязапаздывания — время термической релаксации Земли с учетом и без учета теплового потока изядра в мантиюЭтот результат нужно понимать так.
Из-за того, что Земля обладает большойтепловой инерцией, другими словами — низкой теплопроводностью, генерируемое в ее недрах тепло переносится к поверхности не мгновенно, а запаздываетна время тепловой релаксации Земли. В действительности тепловой поток изнедр планеты может содержать и составляющую, обусловленную первичнымтеплом, возникшим при образовании планеты и последующей гравитационнойдифференциации на ядро и мантию.
Эту часть теплового потока оценить трудно. Так, если она дает вклад в теплопотерю Земли ∼ 1/7 (так же как и потокиз ядра в мантию), то из рис. 65 легко определить, что время термической релаксации Земли τE понизится до ∼ 1 ⋅ 109 лет. Отсюда можно заключить, чтовремя тепловой релаксации Земли τE ∼ (1–2) ⋅ 109 лет. Это заметно больше времени жизни океанической литосферы τL ∼ 2 ⋅ 108 лет, которое, видимо, являетсяхарактерным временем конвекции в верхней мантии и, соответственно, временем термической релаксации верхней мантии.
Уже из этих рассуждений можносделать вывод, что характерное время выноса тепла из нижней мантии заметнобольше τL и именно оно определяет величину τE .238Таблица 16Обилия рассеянных элементов (г/т) в континентальной кореи наружном 50-километровом слое (резервуаре L)ЭлементKPbSrSmNd1 МодельМодельконтинентальнойкоры112 400504003.716.0ОценкасоставарезервуараL2380015.31221.134.90ЭлементМодельконтинентальнойкоры1UThPb0 387 Sr/86 SrОценкасоставарезервуараL21.00.312.50.775.01.50.7120континентальной коры по С.Р.
Тейлору (1977, 1979 гг.).2 Оценкасовременного состава 50-километрового слоя без учета слоя океаническихосадков. Их включение может увеличить обилие K не более чем на 200 г/т.3 Pb0 — первичный свинец.Как мы знаем из гл. 4 (§4.2), проблема источников энергии для поддержанияработы гидромагнитного динамо Земли до сих пор не решена. В связи с этиминогда высказывают предположение о том, что дефицит калия в Земле но сравнению с его содержанием в углистых хондритах только кажущийся, так как,возможно, недостающий калий перешел из силикатной компоненты планетыв железную компоненту и после гравитационной дифференциации и образования ядра попал в земное ядро. Тепловыделение в ядре за счет такого калиялегко оценить с помощью рис. 65.
Оно равно разности тепловыделений, даваемых кривыми U + Th + 2K и U + Th + K. Эта гипотеза снимает вопрос обисточниках энергии для гидромагнитного динамо, но, к сожалению, геохимические данные и данные физики высоких давлений пока что не дают каких-либоуказаний на возможность заметной растворимости калия в Fe или FeS в системах, содержащих железную и силикатную фракции. Поэтому мы не имеемоснований считать эту гипотезу справедливой. Кроме того, большой дефициткалия в Луне (K/U ∼ 2 ⋅ 103 ) также является косвенным указанием на то, что дефицит калия в Земле по сравнению с углистыми хондритами является реальнымфактом. Кривая U + Th + 7K на рис. 65 показывает тепловыделение в Земле,если бы последняя имела хондритовые отношения K/U ∼ 7 ⋅ 107 .
Эта кривая дляЗемли явно не реальна и приведена только для иллюстрации.Перейдем теперь к выводам, которые О’Нионс, Ивенсе и Гамильтон сделалина основе расчетов по геохимической эволюции Земли от первичного состава(табл. 15) к современному составу коры и всего резервуара L (табл. 16).239Были рассмотрены две модели. В модели I в резервуар M входила вся мантия, а в модели II — только половина мантии по массе. Авторы указывают, чтоблизкие результаты для модели II получаются, если в M входит только третьмантии по массе.
Модель I оказалась в противоречии с данными геохимии.По своему смыслу модель I соответствует случаю конвекции через всю мантиюна протяжении всей истории Земли, так что мантия должна быть хорошо перемешана и, являясь остаточной по отношению к современному составу коры иL-резервуара (табл. 16), должна иметь отношение 87 Sr/86 Sr ∼ 0.7047. Среднее отношение 87 Sr/86 Sr для базальтов срединно-океанических хребтов (океаническихтолеитов) составляет ∼ 0.7028–0.7030, а поскольку эти базальты образуются засчет выплавки из вещества верхней мантии, достигающей ∼ 20%, стронциевоеотношение для них должно быть таким же или даже заметно большим, чемв остаточной мантии.
Следовательно, модель I противоречит данным наблюдений. У нее имеется также противоречие по отношению 143 Nd/144 Nd.Для остаточной мантии модели II отношение 87 Sr/86 Sr ≈ 0.7028, что практически совпадает с таковым для морских толеитов. В целом модель II находитсяв значительно лучшем согласии с наблюдениями, чем модель I.
Как нам представляется, из проделанных расчетов можно сделать вывод, что еще лучшее соответствие с данными наблюдений было бы получено, если бы резервуар M содержал по массе только ∼ 1/4 мантии, т.е. только верхнюю мантию (l ≲ 700 км).Таким образом, геохимическое моделирование показывает, что на протяженийистории Земли, видимо, не имел места существенный обмен веществом междуверхней и нижней мантией. Земная кора образовалась в результате тепловой ихимической эволюции верхней мантии, в связи с чем остаточная верхняя мантия обеднена рассеянными элементами, а нижняя мантия должна сохранять свойпервичный состав (см. табл.
15). Следовательно, геохимическое моделированиеподтверждает автономность конвекции в верхней мантии от течений в нижнеймантии.Интересны оценки времен τα ∼ 2 ⋅ 109 лет и τβ ∼ 0.65 ⋅ 109 лет в (131). Этизначения приводят к тому, что максимальная скорость выноса калия из верхнеймантии в резервуар L наблюдалась между (3.5–2.5) ⋅ 109 лет назад (в архее),а в настоящее время эта скорость составляет всего 20% от максимальной. Учитывая корреляцию между скоростью выноса калия из верхней мантии и ростомземной коры, последний вывод можно отнести и к скорости роста земной коры.Подводя итог всему изложенному в этом параграфе, мы приходим к фундаментальному заключению, что рождение литосферных плит в рифтовых зонахсрединно-океанических хребтов, их последующее раздвигание в стороны и, наконец, погружение в мантию у глубоководных желобов являются частью конвекции в верхней мантии.
Конвекцию в нижней мантии можно рассматривать240отдельно от конвекции в верхней мантии. Взаимодействие конвекции в верхнеймантии с конвекцией в нижней мантии может быть эффективно учтено, еслизадать поток тепла, который из нижней мантии поступает в верхнюю. Как мыувидим, этот поток тепла заметно больше, чем дает тепловыделение в обедненной верхней мантии. Следовательно, в первом приближении можно сказать,что в верхней мантии Земли конвекция вызывается за счет подвода тепла снизу.Мы пока оставляем в стороне вопрос о конвекции в континентальной верхнеймантии. Как уже говорилось, медленные континентальные плиты играют пассивную роль в проявлении конвекции в верхней мантии па поверхности Земли.Поэтому в первую очередь необходимо сосредоточить внимание на конвекции вокеанической верхней мантии.
Для этого нам осталось выяснить вопрос о величине внутренних источников тепла в обедненной верхней мантии. Рассмотримэтот вопрос, используя данные, приведенные в цитированной в начале главыработе Оксбурга и Туркотта.Наиболее распространенными на Земле лавами являются океанические толеиты, которые представляют собой ∼ 20% выплавку из родительских пород мантии. Поэтому океанические толеиты являются очень хорошими «датчиками»радиоактивности обедненной мантии, из которой они выплавляются. Согласно экспериментальным данным, при столь сильном выплавлении в мантийномматериале остается всего примерно 1/5 от радиоактивности в океанических толеитах.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
