Хачай Ю.В., Анфилогов В.Н. ФОРМИРОВАНИЕ ЯДРА И МАНТИИ
реклама
ФОРМИРОВАНИЕ ЯДРА И МАНТИИ ПРИ АККУМУЛЯЦИИ ЗЕМЛИ Хачай Ю.В.1, Анфилогов В.Н.2 1 Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург 2 Институт минералогии УрО РАН, г. Миасс Внутреннее строение Земли и динамика в ней тектонических, магматических и метаморфических процессов решающим образом зависят от способа ее формирования, состава и состояния планеты ко времени завершения ее аккумуляции. Широко известна модель гомогенной аккумуляции вещества Земли из холодного газово-пылевого облака [1,2]. В этой модели разделение первично однородной Земли на ядро и силикатную мантию могло начаться только после разогрева ее верхнего слоя на завершающем этапе формирования. Серьезные возражения против такой модели дифференциации вещества Земли высказаны в [3]. Последнее время большим успехом пользовалась модель мегаимпакта [4], в которой предполагается катастрофическое столкновение почти сформировавшейся Земли с телом, массой Меркурия или даже Марса. Однако ни в той ни в другой модели аккумуляции не удается построить механизм раннего разделения резервуаров ядра и мантии, согласованный с изотопными геохимическими данным [5]. В [6] мы предложили принципиально новую модель гетерогенной аккумуляции Земли. Она позволяет объяснить механизм образования частично расплавленного железоникелевого ядра на начальном этапе формирования Земли и обосновывает новый механизм дифференциации вещества в процессе аккумуляции Земли. На основе численного моделирования теплового режима в процессе аккумуляции Земли, нами показано, что учет выделения тепла при распаде короткоживущими радиоактивными элементами и прежде всего 26 Al, обеспечивает во внутренних областях зародышей в зоне питания Земли выше температуры плавления железа, как только и их радиус станет больше (50–100) км. Эта расплавленная внутренняя часть покрыта твердой, преимущественно силикатной холодной оболочкой. Масса зародышей еще мала и при их столкновениях расплавленные преимущественно железные ядра зародышей сливаются, а для удержания осколков силикатных твердых оболочек гравитационный радиус тел еще слишком мал. Развивается своеобразный механизм дифференциации на стадии аккумуляции планеты. По мере роста центрального тела происходит увеличение его гравитационного радиуса и вычерпывание крупных зародышей с расплавленными железными ядрами. Это означает преимущественное завершение формирования ядра Земли и начало формирования силикатной мантии. Возможное распределение температуры в ядре и на его поверхности, на момент начала формирования мантии получено на основе численного решения задачи о распределении 239 температуры в растущей планете в процессе ее аккумуляции. Постановка задачи и методы ее решения приведены в [6, 7]. Некоторые варианты полученных результатов представлены на рис. 2 в [7]. Из приведенных результатов видно, что для большей части вариантов к началу формирования мантии температура на поверхности ядра оказывается выше температуры ликвидуса модельных составов. Дальнейшее развитие процессов плавления и дифференциации силикатного вещества мантии определяется тепловым режимом растущей Земли и, прежде всего, вкладом потенциальной энергии, падающих на поверхность Земли планетезималей в тепловую энергию. Величина этого вклада зависит от степени не упругости столкновения аккумулируемых тел с поверхностью растущей Земли. Температура, необходимая для плавления, поддерживается как за счет высокой теплопроводности вещества ядра, так и выделения тепла при неупругом соударении аккумулируемых тел. С превышением критических условий в слое силикатного расплава возникнет тепловая конвекция, которая обеспечивает эффективный теплоперенос. В полученных вариантах решений прослеживается перемещение верхней границы расплава к поверхности растущей Земли вдоль кривой плавления, подобно процессу, описанному в работе [8]. Это может продолжаться до тех пор, пока потери тепла через поверхность слоя не скомпенсируют приток тепла от его нижней границы. Поскольку температура ликвидуса модельного перидотита при повышении литостатического давления растет быстрее, чем температура ядра на границе ядро-мантия, наступит момент, когда слой силикатного расплава на границе с ядром начнет кристаллизоваться. Мощность слоя силикатного расплава, при которой начнется его кристаллизация можно рассматривать как глубину «океана» магмы, который образуется в процессе формирования мантии Земли. В полученных вариантах численного решения мощность слоя расплава может достигать 800 – 900 км. Первыми кристаллическими фазами, которые будут кристаллизоваться на дне магматического «океана», исходя из принятого состава, являются Mg-пироксен со структурой перовскита и магнезиовюстит. Кристаллизация магнезиовюстита и Mg-пироксена приведет к образованию в основании мантии слоя из смеси этих минералов. Наиболее важным моментом начального этапа кристаллизации является распределение железа между расплавом и твердыми фазами. Металлическое железо, поступающее на поверхность Земли в составе хондритового материала, будет плавиться, образуя капли не смешивающейся с силикатным расплавом жидкости, насыщаться оксидом железа и опускаться на поверхность ядра. Имея меньшую плотность, чем плотность расплавленного ядра, оксид железа и металлическое железо, насыщенное оксидом, может сформировать слой расплава на границе ядро-мантия, который будет иметь диффузионную границу с расплавленным ядром. Учитывая, что содержание FeO в хондритовом материале выше, чем в модельном перидотите, Mg-перовскит и 240 магнезиовюстит также будут обогащены оксидом железа по сравнению с составом этих фаз в опытах по плавлению перидотита KLB-1 [9, 10]. Высокое содержание FeO при низком парциальном давлении кислорода допускает диспропорционирование оксида железа с образованием Fe и Fe2O3. Это открывает возможность для перехода образованного таким путем железа в ядро. Трехвалентное железо вместе с алюминием может входить в состав Mgперовскита [11] или образовывать магнетит. Следует заметить, что процесс кристаллизации в слое расплава, который постепенно перемещается к поверхности, происходит в условиях открытой системы, так как в него постоянно поступает новый материал, осаждающийся на поверхность Земли в процессе аккумуляции. В этих условиях процесс дифференциации становится подобным зонной плавке. Но поскольку кристаллизация происходит только в основании слоя расплава, а состав поступающего в систему материала варьирует в ограниченных пределах, то минеральные ассоциации, которые формируются в основании слоя в процессе кристаллизации можно прогнозировать достаточно точно. По мере наращивания слоя кристаллического материала на поверхности ядра, удаления нижней границы слоя расплава от границы ядро-мантия и уменьшения размеров и числа планетезималей, падающих на поверхность растущей Земли, мощность слоя проплавления будет уменьшаться. Если остановиться на вариантах численного решения тепловой задачи, в которых уменьшение мощности слоя расплава начнется, когда его верхняя граница приблизится к уровню поверхности современной Земли, то мы можем оценить положение нижней границы верхней мантии Земли как глубину основания слоя расплава, которая установилась на завершающем этапе аккумуляции Земли. Она станет нижней границей верхней мантии. В схеме Ю.М. Пущаровского на этой глубине находится основание раздела I в средней мантии [12]. Первичные состав и структура верхней мантии будет определяться составом расплава, в момент, когда мощность слоя расплава начала уменьшаться и его дифференциацией в процессе охлаждения и кристаллизации в условиях закрытой системы. При уменьшении мощности слоя расплава до 680 – 700 км вместо Mg-перовскита в его основании будет кристаллизоваться гранат и магнезиовюстит, а затем гранат, В-фаза, имеющая состав Mg12Si5O24 и γ- гранат [9, 10]. Остаточный расплав на этом этапе обогащается СаО и обедняется глиноземом, который переходит в состав граната. Когда мощность слоя расплава уменьшится до 450 км, ликвидусной фазой в его основании становится оливин. Можно ожидать, что в результате кристаллизации оливина на этой глубине сформируется преимущественно оливиновый кристаллический слой, положение которого в современной Земле фиксируется на глубине 350 – 420 км по скачку плотности, обусловленным γ – β фазовым переходом оливина. Кристаллизация оливина приведет к увеличению в остаточном расплаве содержания Al2O3. В конечном итоге остаточный расплав 241 приобретет состав близкий к составу лунных пикритовых стекол, содержащих 7 – 8 масс. % Al2O3 и около 20 масс. % FeO [13, 14]. Это позволяет утверждать, что составы расплавов на конечных стадиях формирования Земли и Луны и механизм их дифференциации были по крайней мере близки. Такой же вывод сделан в работе Е.В. Шаркова и О.А. Богатикова [15]. В соответствие с предложенной моделью [6, 7], в последнюю очередь на поверхности Земли будет отлагаться вещество близкое по составу к углистым хондритам CI, которое содержит наиболее низкотемпературные продукты конденсации протопланетного вещества. В этом случае мощность верхней, содержащей воду оболочки может увеличиться. По мере охлаждения слоя расплава начнет кристаллизоваться плагиоклаз и у поверхности слоя расплава образуется магматическая «каша», состоящая из кристаллов плагиоклаза и остаточного расплава. Легкая анортитовая магматическая «каша», в виде диапиров может выдавливаться через перекрывающий расплав слой углистого хондрита на поверхность, образуя на поверхности Земли крупные скопления анортозита, аналогичного анортозитам, слагающим древнюю кору Луны. Механизм формирования ферроанортозитов, детально рассмотрен в работах Уоррена [16]. При прогреве расплавом внешнего твердого слоя Земли, сложенного материалом углистых хондритов, из него выделилась основная масса воды и углекислоты, в результате чего его плотность увеличилась и блоки, сложенные материалом углистых хондритов, стали погружаться в слой расплава, опускаясь до его основания. При их взаимодействии с расплавом сформировался верхний гибридный, неоднородный слой мантии. Состав этого слоя может быть близок к составу пиролита А.Е. Рингвуда. При прогреве расплавом верхнего твердого слоя Земли и выделения основной массы воды и углекислоты, содержащихся в составе углистых хондритов произошло мгновенное в геологическом масштабе времени образование океана и атмосферы, обогащенной СО2. К такому же выводу о времени образования океана пришел Л.И. Салоп, на основе анализа условий формирования наиболее древних пород катархея [18]. Есть все основания предполагать, что древнейшие кварциты, лежащие в основании разреза катархея, образовались в результате размыва и химического выветривания ферроанортозитов. Это подтверждается отсутствием в кварцитах реликтов обломочной структуры, а также их переслаивание с высокоглиноземистыми породами – силлиманитовыми и корунд содержащими гнейсами. Химическому выветриванию анортозитов способствовали высокая температура воды океана (более 150оС) и ее высокая кислотность [18]. Благодаря высокой кислотности, кальций, выделившийся при разложении анортозитов, удерживался в растворенном состоянии и при понижении температуры воды вошел в состав карбонатов вышележащей федоровской свиты катархея. Внедрение ферроанортозитов, образование океана и формирование древнейших кварцитов сопровождалось подводными излияниями 242 базальтов, поступающих из слоя расплава. Они фиксируются в разрезе горизонтами пироксеновых и амфиболовых кристаллических ортосланцев. Глобальный характер процессов формирования фундамента катархейской протокоры подтверждается корреляцией разрезов катархейских комплексов, приведенной в работе [18]. Из этой схемы следует, что наиболее древняя земная кора была представлена морскими хемогенными осадочными породами и вулканитами основного состава, которые также формировались в подводных условиях. Заметим, что при таком составе древних пород в них чрезвычайно трудно найти радиоактивные метки, пригодные для определения абсолютного возраста. Такие метки обнаружены только в отложениях с возрастом 4.0 – 4.1 млрд. лет, в которых появляются первые обломочные породы [15, 19]. Появление в отложениях катархея грубообломочного материала является чрезвычайно важным моментом формирования катархейской протокоры, так как оно фиксирует начало образования в катархейском океане фрагментов суши. Грубообломочный материал появляется в этих отложениях только в конце катархейской эры перед саамским диастрофизмом [18]. Можно предположить, что с этого момента изменился тектонический режим, началось формирование континентов и интенсивная вертикальная аккреция земной коры [19]. Вероятно, именно на этом этапе произошло разделение земной коры на континентальную и океаническую. Работа выполнена при поддержке РФФИ. Грант № 09-05-00983. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. Сафронов В.С. Эволюция допланетного облака и образование Земли и планет. М.: Наука, 1969. 244 с. Витязев А.В, Печерникова Г.В., Сафронов В.С. Планеты земной группы. М.: Наука, 1990. 296 с. Кусков О.Л., Хитаров Н.И. Термодинамика и геохимия ядра и мантии Земли. М.: Наука, 1982. 279 с. Harper C, Jacobsen S. Evidence for 182Hf in early Solar system and constraints of the timescale for terrestrial accretion and core formation// Geochim. Cosmochim. Acta, 1996. V.60. № 7. Р.1131–1153. Wetherill G.W. Occurrence of Giant Impacts during the growth of the terrestrial planets // Science, 1985. V. 228. P. 877–879. Анфилогов В.Н., Хачай Ю.В. Возможный вариант дифференциации вещества на начальном этапе формирования Земли // Доклады РАН, 2005. Т. 405.№ 6.С. 803–806. Khachay Y.V., Anfilogov V.N. Variant of temperature distributions in the Earth on its accumulation // Prpceeding of the conference «The stady of the Earth as planet by methods of geophysics, geodesy and astronomy». Kiev, 2009. P. 197–203. Тихонов А.Н., Любимова Е.А., Власов В.К. Об эволюции зон проплавления в термической истории Земли. ДАН ССР, 1969. Т. 188. № 2, стр. 338–342. Herzberg C., Zang J. Melting experiments on anhydrous peridotite KLB-1: Compositions of magmas in the upper mantle and transition zone// J. Geophys. Res. 1996. V. 101. № B4. P. 8271–8295. 243 10. Agee C.B., Li J., Shannon M.C., Circone S. Pressure-temperature phase diagram for the Allende meteorite// J. Geophis. Res. 1995. V. 100. № B9. P. 17725–17740. 11. Ozava H., Hirise K., Mitome M., Bando Y., Sata N., Ohishi Y. Experimental study of reaction between perovskite band molten iron to 146 GPa and implication for chemically distinct buoyant lauer at the top of the core // Phys. Chem. Minerals. 2009. V. 36. P. 365–363. 12. Пущаровский Ю.М. Тектоника Земли. Т. 1. Тектоника и геодинамика. М.: Наука, 2005. 350 с. 13. Wieczorek M.A. et al. The constitution and structure of the lunar interior //New views of the Moon. Reviews in mineralogy and geochemistry. V. 60. 2006. P. 221–365. 14. Shearer C.K. et al. Thermal and magmatic evolution of the Moon // New views of the Moon. Reviews in mineralogy and geochemistry. V. 60. 2006. P. 365–518 15. Шарков Е.В., Богатиков О.А. Эволюция тектономагматических процессов в истории Земли и Луны // Геотектоника, 2010. № 2. С. 3–22. 16. P.H. Warren. A concise compilation of petrologic information on possible pristine nonmare Moon rocks // Amer. Miner, 1993. V. 78. P. 360–376. 17. Campbel I.H., Roeder P.L., Dixon J.M. Plagioclase buoyancy in basaltic liquids as determined with centrifuge furnace. // Contrib. Miner. Petrol, 1978. V. 67. № 4. P. 369–378. 18. Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.,: Недра, 1982. 343 с. 19. Леонов М.Г., Леонов Ю.Г. Понятие «консолидированная кора», природа ее границ и явление вертикальной аккреции // Вертикальная аккреция земной коры. Труды ГИН РАН. Вып. 542. М.: Наука, 2002. С.398–408. 244
