Лекция 3
Радиоактивность Земли
Теории образования Земли
Строение и состав Земли
Образование основных оболочек Земли
| Радиоактивность Земли Слайд Слайд Слайд Радиоактивность в прошлом Слайд 7 Слайд 7 Слайд | При изучении такой важной проблемы как происхождение и эволюция Земли необходимо учитывать радиоактивность Земли. Современная радиоактивность Земли связана главным образом с присутствием радиоактивных изотопов:238U, 235U, 232Th, 40K, распад которых совершается по схеме 238U→206Pb +8α 232Th→208Pb +6α 235U→207Pb +7α 40K→40Ca +β 40K+ e→40Ar При радиоактивном распаде выделяется тепловая энергия. Следовательно, в системе вещества с присутствием радиоактивных элементов, происходит постоянное выделение тепла. Таким телом является и наша Земля. Первичная дифференциация Земли, выразившаяся в отделении металлического ядра, ультраосновной мантии и коры, особенно сильно отразилась на распределении радиоактивных элементов. Они сконцентрировались в ее верхних оболочках и стали служить источником тепловой энергии. Наиболее радиоактивна земная кор а, в значительно меньшей степени мантия.. Удельное количество тепла (Дж/г*год), выделяющееся при радиоактивном распаде радиоактивных элементов: 238U 2,98 232Th 0,84 235U 18,06 40K 0,88 Эти изотопы долгоживущие, периоды их полураспада соизмеримы с возрастом Земли, поэтому они до сих пор остаются важным источником тепловой энергии (хотя в прошлом тепла выделялось больше) слайд, рис.17с.63, Войт. Можно сделать вывод, что в прошлом радиоактивность играла значительно большую роль в тепловом режиме нашей планеты, чем сейчас. Однако в составе молодой Земли присутствовали относительно недолговечные радиоактивные изотопы с периодом полураспада порядка 106-108лет. Они возникли в эпоху ядерного синтеза тяжелых элементов и вошли в последствии в состав молодых тел Солнечной системы (слайд). К наиболее долгоживущим изотопам трансурановых элементов относятся 244Pu и 247Cm. Именно они продлили свое существование до начала образования земли и эпохи дифференциации. Следы распада 244Pu обнаружены в ряде метеоритов. Существуют теоретические доказательства. Что на заре существования твердых тел Солнечной системы присутствовали также сверхтяжелые трансурановые ядра, пока не полученные искусственно. Изучение трансурановых элементов (Слайд с период. Системой) показывает, что их неустойчивость резко возрастает с увеличением атомного номера Z. Но, согласно расчетам С.Нильсона, большинство изотопов сверхтяжелых трансурановых элементов (Z=106-116 и в области N=184) обладают неожиданно большими периодами полураспада как по отношению к спонтанному делению, так и к α-распаду. При осколочном делении тяжелые элементы в минералах оставляют следы полетов осколков деления – треки. Из-за большей энергии деления треки сверхтяжелых трансурановых элементов имеют большую длину (18-25 мк), чем треки следов осколочного деления плутония или урана (13-16 мк). Изучение треков в некоторых лунных породах и метеоритах показало, что многие из них имеют длину более 20 мк. Из сказанного следует, что химическая история Земли связана не только с распадом сохранившихся ныне радиоактивных изотопов 238U, 235U, 232Th, 40K, но и с вымершими радиоактивными изотопами. Большая часть из них распалась в эпоху синтеза атомных ядер, и только незначительная дожила до эпохи формирования Солнечной системы. Радиоактивное тепло вносит основной вклад в современную термику Земли. Оценка радиоактивности планеты основана на предположении, что средняя радиоактивность Земли есть средняя радиоактивность метеоритов и лучше всего согласуется с хондритовой моделью ее происхождения. Поэтому, исходя из расчетов средней радиоактивности различных классов метеоритов и общей массы земли (5,977*1027г), тепло, выделяемое Землей в результате радиоактивного распада равно 9,6*1020Дж. Годовая потеря тепла в настоящее время составляет 10*1020Дж. Тепло радиоактивного распада дает основной вклад в тепловой поток – потерю тепла с поверхности Земли, составляющую 6,2*10-6Дж/см2*с. В настоящее время вся поверхность Земли с различной густотой покрыта геотермическими измерениями. Оказалось, что величина тепловых потоков на единицу поверхности одинакова на континентах и на дне океанов. По различным оценкам средние величины теплового потока равны: под континентами 5,9*10-6 Дж/(см2*с) и 6*10-6 Дж/(см2*с) под океанами. Практическое совпадение тепловых потоков столь различных глобальных структур отражает общий (планетарный) характер температурного поля Земли. Эквивалентность континентального и океанического тепловых потоков свидетельствует о том, что термика Земли в основном определяется теплом радиоактивного распада элементов- примесей, распределившихся в общем равномерно в ходе первичного расслоения планеты и не зависит от последующих процессов перераспределения между землей и мантией. В то же время мощная континентальная кора дает 60-70% наблюдаемого на континентах теплового потока, а тонкая (5-6 км) океаническая базальтовая кора не вносит существенного вклада в тепловой поток. Следовательно термическое состояние океанических и континентальных мантийных недр существенно различается: континентальная мантия в большей степени и на большую глубину истощена радиоактивным компонентами, находится в более холодном состоянии по сравнению с океанической мантией. Это подтверждается различными значениями температурного градиента Земли континентальных и термических областей (слайд. Рис.16, с.63. Войт). Градиентом определяется общая термика планеты – ее фоновая температура, которая нарастает с глубиной: под океанами несколько быстрее, чем под материками. |
| Возраст изотопов и Земли | Радиоактивность дает ценную информацию относительно возраста твердых тел Солнечной системы. Изучение соотношения изотопов 206Pb, 207Pb, 208Pb в земной коре и метеоритах позволило произвести расчет возраста Земли, который оказался равен 4,60±0,05 млр.лет. Изучение соотношения 206Pb/207Pb как функции длительности существования изотопов урана 235U/238U показало, что возраст U в Солнечной системе недалек от 5 млрд.лет. Учитывая возраст Земли и метеоритов 4,6 млрд.лет, можно считать, что возраст радиоактивных ядер в солнечной системе не более 4,8 млрд.лет. Эта величина отражает и возраст Солнечной системы, так как в современных условиях в ее телах невозможен синтез изотопов 238U. |
| Выводы Слайд | 1.Радиоактивность Земли – важный источник ее внутреннего тепла и может вызвать плавление вещества в недрах. 2.Относительная высокая радиоактивность ранней Земли способствовала повышению ее температуры, плавлению материала и была одним из ведущих факторов химической дифференциации планеты. 3.Изотопы наиболее долгоживущих радиоактивных элементов, включая трансурановые (244Pu и 247Cm, Z=106-116?) существовали некоторое время в ранней истории Солнечной системы и вещество из которого она возникла было сильно радиоактивным. 4.Современная радиоактивность Земли является закономерным следствием ядерной эволюции вещества в звездных космических условиях. |
| Теории образования Земли | Существует две основных теории образования Земли и ее оболочек, следующие из моделей строения Земли: 1.каждая глубинная зона земного шара имеет свой химический состав, отличающийся от состава других зон (модель Гольдшмидта – Ферсмана). В этом случае образование Земли шло из горячего газо-пылевого облака. 2.Земля – это химически однородная сфера, а глубинные зона отличаются только составом вещества с прогрессивным уплотнением к центру (модель Лодочникова – Рамзая). В этом случае считается, что Земля при однородной аккумуляции холодных пылевых частиц. Естественно при низких температурах не могла бы произойти общепланетарная химическая дифференциация по всему объему Земли. |
| Образование Земли из горячей газо-пылевой туманности | Первичная дифференциация протоземли сопровождалась эффектом, который можно назвать по мнению А.А.Маракушева гидридно – окисидной дифференциацией. В результате железо и другие и другие металлы с сильной тенденцией образования гидридов (типа FeH2) накапливались во внутренней зоне «диска» совместно с летучими компонентами, а оксиды металлов, в т.ч. и железа (MgO, FeO, SiO2 и др) отгонялись больше на периферию. Образование Земли, ее стабилизация происходила при быстром остывании (до 100-200К) периферии и образования в связи с этим жидких и ледяных оболочек, оказывающих ограниченное давление на флюидно – магматическое (каменное) вещество в недрах и препятствующих его дегазации. Под воздействием Солнца усилилась миграция флюидных компонентов с поверхности внутренних планет, так что сплошные ледяные корки сохранились только у планет внешней группы, где и в настоящее время господствуют крайне низкие температуры и продолжается развитие ледяных оболочек планет. По мнению Маракушева А.А., Земля обладала мощной и плотной, существенно водородной флюидной оболочкой, какую имеют в настоящее время планеты внешней группы, только на ранней стадии своего развития, когда земля успела только расслоиться на жидкое гидридно-железное яд ро и ахондритовую оболочку, состоящую из ультраосновной палассит-уреилитовой мантии и первичной диогенит-эвкритовой коры мощностью около 100 км. Консолидация этой первичной коры предотвратила первичный взрывной распад планеты при последующей миграции флюидных компонентов с ее поверхности и снижении внешнего ограничивающего давления. Консолидация сопровождалась возрастанием внутреннего давления, которое реализовывалось в этих условиях развитием мощного эксплозивного вулканизма. Затем вулканизм локализовался в депрессиях коры, подобно лунным морям и позднее трансформировался в глобальную систему спрединговых зон, разделивших поверхность Земли на гигантские геоблоки. Вдоль этих зон началось утонение первичной коры и формирование ее современного океанического типа. В центральных частях геоблоков господствовал противоположный режим сжатия и происходило формирование коры континентального типа в результате сложного геосинклинального процесса. Этот процесс привел к образованию складчатых поясов с мощностью коры 70-80 км. Новообразованная кора глубоко вдавалась в подстилающую ее ультраосновную мантию. Это послужило причиной воздымания складчатых поясов, сопровождаемого метаморфической дебазификацией ее глубинных зон в связи с образованием мигматитов и гранитов. Одновременно происходила эрозия складчатой коры с понижением ее мощности при полной кратонизации до 40км. Наиболее древние известные нам породы – гиперстен-силлиманитовые гнейсы, формирование которых происходило на глубине 30-40км. Они обнажаются в наиболее глубоко эродированных древних щитах. Древнейшие датировки складчатых гнейсов континентальной коры близки к 3,8 млрд.лет. Первичная кора Земли, отвечающая самым ранним стадиям ее развития была полностью замещена новообразованными корами континентального и океанического типа. |
| Выводы Слайд | Земля образовалась из горячего газо-пылевого облака. В результате гидридно – окисидной дифференциации железо и другие и другие металлы накапливались в виде гидридов во внутренней зоне «диска» совместно с летучими компонентами, а оксиды металлов отгонялись больше на периферию. Земля на ранней стадии развития обладала мощной и плотной водородной флюидной оболочкой, и расслоилась на жидкое гидридно-железное яд ро и ахондритовую оболочку, состоящую из мантии и коры мощностью около 100 км. Консолидация этой первичной коры предотвратила взрывной распад планеты Консолидация сопровождалась возрастанием внутреннего давления, которое реализовывалось в этих условиях развитием мощного эксплозивного вулканизма. В дальнейшем вулканизм локализовался в депрессиях, что привело к образованию спрединговых зон и делению поверхности Земли на отдельные геоблоки. В геоблокох происходило формирование коры континентального типа, что привело к образованию складчатых поясов с мощностью коры 70-80 км. Первичная кора Земли была полностью замещена новообразованными корами континентального и океанического типа. |
| Строение Земли Слайд | Земной шар сложен из оболочек различной плотности и состава, концентрически обволакивающих друг друга. Строение Земли сверху вниз: Атмосфера – Гидросфера – Литосфера – Мантия – Ядро Атмосфера и гидросфера – это внешние оболочки Земли, литосфера, мантия и ядро слагают каменное тело земли. (слайд) Основные характеристики оболочек Земли представлены в таблице (слайд). |
| Земная кора Слайд | Земная кора представляет собой верхний слой твердого тела Земли, находящийся между поверхностью и границей Мохоровичича. Земная кора имеет среднюю мощность от 0 до 70 км. Несмотря на незначительные размеры, ЗК имеет тем не менее глобальное геохимическое значение, как результат исключительно сложных процессов дифференциации, благодаря которым в этом сравнительно тонком поверхностном слое сконцентрировалась большая часть входящих в состав Земли элементов. Нижняя граница земной коры, фиксируемая поверхностью Мохо располагается на разной глубине. Под материками она достигает 70 км, под океанами – 10км, при средней мощности – 20км. На континентах сосредоточено 64% объема земной коры, в океанах 21%.Земная кора состоит на 92% из кристаллических веществ, на 7% из водных растворов и газовых систем, коллоидного вещества. Земная кора делится на континентальную, океаническую и переходную. |