В свете изложенного выясняется общая картина рождения Земли. Рост Земли начался с объединения металлических частиц при температурах ниже точки Кюри. Однако нагрев первоначального металлического тела вследствие ударов частиц при аккумуляции привела повышению температур и, возможно, устранил взаимодействие магнитных сил, которое было основным. Достигнув значительной массы, первичное металлическое ядро—зародыш продолжало гравитационный захват более поздних конденсатов из окружающей среды. На этом этапе аккумуляция стала более гомогенной, и первичная мантия накапливалась как мощная оболочка в виде смеси металлических, силикатных частиц и троилита. При этом весьма вероятно, что в нижних горизонтах первичной мантии содержание металлических частиц было повышенным, а в верхних горизонтах они отсутствовали. Таким образом, первоначальная мантия по радиусу представляла собой неоднородную смесь металлического и силикатного материала. На поздних стадиях аккумуляции оседали гидратированные силикаты и органические вещества. На завершающих этапах аккумуляции Земля путем прямого гравитационного захвата приобрела также часть (вероятно, небольшую) газов, в том числе Н2О, СО2, СО, NНз, Hg, из первичной туманности в силу собственного притяжения.
Исходя из длительности процессов аккумуляции в Солнечной системе порядка п-108 лет, что вытекает из l29I--129Xe и 244Pu--132-136Xe датирования метеоритных образцов, мы можем предположить, что в большей части объема планеты температуры не превышали точки плавления ее материала. Однако в связи с адиабатическим сжатием, радиоактивным нагревом от ныне сохранившихся и быстро вымерших радиоактивных изотопов (244Pu, 247Cm и 129I) и остаточной тепловой энергии от процесса аккумуляции в ранние эпохи существования Земли происходило повышение температур и материал планеты местами начал плавиться. Максимальная температура была приурочена к центру с последующим ее понижением к периферии. Плавление в результате радиоактивного нагрева и других факторов началось на определенных глубинах, где температура превысила точку плавления наиболее легкоплавких компонентов при данных условиях давления. Если состав первичной мантии представлял собой смесь силикатной, металлической и сульфидной фаз, то температура плавления эвтектики Fe—FeSбыла самой минимальной (1260 К) и в то же время она в меньшей степени зависела от увеличения давления. Первым и принципиально нового веществ могло происходить в большей части объема первичной мантии. Совершенно очевидно, что жидкая расплавленная фаза металла с примесью серы возникала в глубоких недрах планеты легче, чем жидкие расплавленные силикатные массы.
Дифференциация гомогенной модели Земли с плавлением и погружением жидкого железа, сформировавшего ядро Земли, должна была существенно поднять температуру планеты. При полном погружении железа температура должна была повыситься на 2270 К, при этом в масштабе всей Земли выделилась бы энергия, равная 15*1030 Дж, по расчетам Г. Юри—4,78*1030 Дж, а Е. Люстиха—16,7*1030 Дж. Это громадное количество тепла должно было расплавить всю нашу планету или же ее большую часть. Однако никаких признаков такого события мы не находим. По гетерогенной модели аккумуляции Земли этого не происходило. Стекание железосернистых масс, охватившее лишь нижние горизонты мантии, привело к сравнительно небольшому выделению общего тепла. В отношении оценки времени не будет большой ошибкой допустить, что образование современного ядра Земли (внешнего железосернистого) произошло в интервале 4,6-4 млрд. лет назад.
Таким образом, по предложенной модели основная масса ядра образовалась в период формирования Земли за счет аккумуляции металлических частиц, а последующее выплавление железосернистых масс в нижних частях первичной мантии завершило формирование всего ядра Земли в целом.
4.Дифференциация мантии и образование коры, гидросферы и атмосферы.
В свете современных геохимических и космохимических данных дифференциация первичной мантии имела двухстороннюю направленность. С одной стороны, происходило выплавление наиболее легкоплавких, но тяжелых компонентов—железосернистых масс с опусканием их к центру ввиду высокой плотности и низкой вязкости, что привело к формированию внешнего ядра. С другой стороны, выплавлялись менее легкоплавкие, но обогащенные летучими силикатные фракции, что привело к образованию базальтовой магмы и впоследствии к формированию базальтовой коры океанического типа. Если первый (первый также и в хронологическом отношении) процесс приводил к извлечению из первичной мантии преимущественно сидерофильных и халькофильных химических элементов и их сосредоточению в центральном ядре, то второй—к центробежной миграции преимущественно литофильных и атмофильных элементов.
Однако геохимические свойства элементов в зависимости от конкретных физико-химических условий могут меняться. О степени химической дифференциации мантии в какой-то мере можно судить, сравнивая относительную распространенность некоторых элементов верхней мантии и различного типа хондритов. Так, например, отношение Ni: Fe в современной мантии составляет около 0,03, т. е. оно значительно ниже, чем в хондритовых метеоритах, но выше, чем в метеоритных силикатах. Это можно объяснить тем, что на ранней стадии развития Земли большая часть никеля была удалена из мантии путем сегрегации сульфида и металла в ядро. Сравнение относительного распространения шести типичных литофильных элементов верхней мантии Земли с их метеоритным распространением, согласно расчетам Р. Хатчисона, представлено в табл. 1.
Из табл. 1 видно, что фракционирование литофильных элементов в мантии Земли отличается от такого в хондритовых метеоритах. Наблюдается общая тенденция убывания концентрации первых пяти элементов от углистых хондритов до энстатитовых. Верхняя мантия Земли обогащена Al, Mg и Са и обеднена Ti и Сг относительно углистых хондритов. Обеднение верхней мантии Ti и Сг можно объяснить их удалением в былые времена в ядро в виде сульфидов. В связи с этим следует отметить, что в сильно восстановленных энстатитовых хондритах весь Сг находится в добреелите, а 75% Ti—в троилите.
Таблица 1.
Фракционирование литофильных элементов относительно углистых хондритов
Элемент | Верхняя мантия, свободная от | Современная верхняямантия | Хондриты | ||
| углистые | обычные | энстатитовые | |||
| Si | 1,00 | 1,00 | 1,00 | 1,06 | 1,00 |
| Ti | 0,46 | 0,65 | 1,00 | 0,74 | 0,55 |
| Al | 1,06 | 1,05 | 1,00 | 0,71 | 0,55 |
| Сг | 0,47 | 0,58 | 1,00 | 0,82 | 0,77 |
| Mg | 1,29 | 1,23 | 1,00 | 0,90 | 0,74 |
| Са | 1,13 | 1,10 | 1,00 | 0,67 | 0,53 |
Условия верхней мантии были не такими восстановительными, как это имело место в случае формирования энстатитовых хондритов, поэтому более высокое содержание Ti и Сг находилось в окислах, что, естественно, связано с формой нахождения Fe в верхней мантии. Известно, что Fe в энстатитовых хондритах не окислено и в их металлической фазе присутствует Si.
Из изложенного вытекает очень малая вероятность того, чтобы легким элементом в ядре Земли был Si, как это допускается некоторыми исследователями. Удаление свыше половины Ti и Сг и значительной доли Ni из верхней мантии в ядро, вероятно, имело место во время ранней дифференциации земного шара. Распространенность главных литофильных элементов в верхней мантии сходна с моделью формирования Земли, в которой аккумуляция началась с ядра, где сконцентрировался металл, а затем оседал материал, близкий по составу к обычным и углистым хондритам, несколько обогащенным железом. Затем парциальное плавление вызвало определенную потерю сидерофильных и халькофильных (и некоторых литофильных) элементов в первичной силикатной мантии и поступление их в ядро.
Парциальное плавление силикатного материала мантии, обогащенного летучими, происходило в пределах верхних горизонтов первичной мантии. Оно началось позже плавления сульфидного эвтектического материала (сульфид + металл). Поскольку увеличение давления препятствовало плавлению силикатного материала на больших глубинах значительно в большей мере, чем плавлению металлических и сульфидных веществ, то оптимальные условия для плавления силикатных веществ существовали на определенных критических глубинах. Как вытекает из расчетов Ф. Берча для хондритовой модели Земли, плавление могло происходить в интервале глубин 100—600 км. Возможное присутствие летучих несколько уменьшало эти глубины. В связи с этим следует отметить, что плавление началось в пределах того слоя первичной верхней мантии, в котором в процессе аккумуляции появился материал, близкий к углистым хондритам (С1), т.е. Земля приобрела гидратированные силикаты, летучие компоненты и первые органические соединения в виде сложных углеводородов, аминокислот и др.
В легкоплавких силикатных фракциях материала первичной, мантии накапливались наиболее типичные литофильные элементы, поступившие вместе с газами и парами воды на поверхность первичной Земли. Большая часть силикатов, преимущественно железомагнезиальных, при относительном завершении планетарной дифференциации образовала мощную мантию планеты, а продукты ее выплавления дали начало развитию алюмосиликатной коры, первичных океана и атмосферы, насыщенной СОз.
Процесс плавления мантии, определивший центробежную миграцию расплавов и растворов, был гетерогенным. Он отмечается изотопным составом элементов из пород мантийного происхождения. Обнаружено, что в мантии сохраняются участки с разным соотношением стабильных изотопов, что было бы невозможным при общем плавлении и гомогенизации мантии большого масштаба. Данные измерений изотопного состава углерода из образцов мантийного происхождения привели Э. Галимова к выводу о существовании двух направлений изотопных измерений углерода. Углерод в мантии находится в двух различных формах, или фазах. Изотопный состав углерода этих фаз различен, как и различна химическая форма нахождения, подобно тому, что обнаружено в метеоритах. Так, углерод, рассеянный в каменных метеоритах, более обогащен легким изотопом (12С), в то время как углерод, находящийся в графите и органическом веществе, более тяжелый (13С). При образовании Земли эти две формы углерода были унаследованы планетой на последних стадиях ее аккумуляции.