Склад ядра

Меркурій.

Меркурій має високу густину, що вказує на високий вміст Fe, розмір ядра - до 2/3 діаметра, а температура в ядрі - до 2000К. Магнітне поле слабке (700 гамм - 0,7% земного), у зв’язку з чим припускається рідкий стан ядра. Ландшафт - місячний, з великою кількістю кратерів розміром від 300 м до 120 км, вузькими глибокими долинами (глибина - 2-3 км) і горами до 4 км висотою. Існує розріджена атмосфера (тиск коло поверхні 0,5 атм) яка складається з He, Ne, Ar, Xe. Існування атмосфери контролюється, вірогідно, сонячним вітром і, частково, розпадом U, Th і 40K. Температура на поверненій до Сонця стороні +430-500°С, а на нічній - -200°С. (Більшість даних отримана з “ Марінер-10”).

Венера.

Венера найбільш схожа на Землю з усіх інших планет - розміри, маса, густина близькі до земних.

Параметри Земля Венера
Середня відстань до Сонця, а.о 1,0 0,723
Сидеричний період, земна доба ~ 365 ~225
Період обертання, земна доба 1,0 243,00±0,04

Вірогідно також, що будова Венери (кора 16 км, мантія 3200 км, ядро 2800 км) максимально близька до будови Землі. Обертання Венери (як і Урану) навколо своєї осі - за годинниковою стрілкою.

На Венері існують високі плато (Земля Іштар, Земля Афродіти тощо), гірські хребти, розломи, депресії. Перепад висот між плато і рівнинами сягає 10 км.

Горбкуваті рівнини - переважний тип рельєфу. На думку упорядників карти Венери, ці райони більше усього нагадують райони місячних материків або підвищення на Марсі і не мають земних аналогів. Гористі райони Іштар і Афродіта за розмірами порівнянні з земними континентами. Низовини характеризуються дуже гладкою поверхнею і порівнювані з місячними морями.

На поверхні відсутні пори року, клімат поверхні однорідний. Градієнти температур на денній і нічній сторонах спричиняють обертання хмарового покриву із сходу на захід зі швидкістю до 360 км/год.

Марс

Густина Марсу (3940 кг/м3) сама низька із внутрішніх планет, верхня кора має потужність »100 км, мантія »2300 км, ядро - 960 км, густина в центрі ядра - 8,5 г/см3. Можливо це ілюструє поступове зменшення вмісту Fe в роду Меркурій - Венера - Земля - Марс. Магнітне поле має полярність обернену до земної і в 800 раз менше земного (і навіть в 3 рази менше меркурійського). Рельєф поверхні представлений не тільки метеоритними кратерами (до 100 км в діаметрі) , а й утвореннями безсумнівного тектонічного, вулканічного та ерозійного генезису. Це велетенські( 500 км довжини при глибині 5 км) ущелини - розломи, “русла річок”, вулкани (найбільший » 27 км висоти), темні низькі ділянки (моря) тощо. Температура на екваторі змінюється від +30°С опівдні до -100°С опівночі, а на полюсах - опускається до -140°- -150°С. Середньорічна температура марсіанського грунту » -60°С. Атмосферний тиск поблизу поверхні » 800 Па. На полюсах наявні білі полярні шапки, змінного розміру , які складаються з CO2 з домішкою H2O.



Склад атмосфери - CO2 - 95,32%, N2 - 2,7%, Ar - 1,6%, O2 - 0,13%,CO - 0,07%, H2O - 0,03:0,15%, Ne - 0,0025%, Kr - 0,0003%, Xe - 0,000008%, O3 0,000003%.

Співвідношення ізотопів O, C, N, Ar, Xe в атмосферах Землі і Марсу свідчать що сучасна атмосфера Марсу є лише частиною тої, яку Марс мав в минулому. В атмосфері є значна кількість мінерального пилу складеного переважно титаномагнетитом, маггемітом, пірротином, нонтронітом. Грунт материків складається переважно з SiO2 з домішкою (до 10%) гетиту та гідроокислів заліза (які дають червонувато-оранжевий колір). Реголіт (пил) складається з нонтроніту, магнетиту та маггеміту.

Юпітер. Це найбільша планета системи, його маса вдвічі перевищує масу решти планет разом взятих, при цьому обертається в два рази швидше Землі і під дією центробіжної сили різниця dпол:dекв складає 2500 км (dn= 94 % від dекв). Напруженість магнітного поля у північного полюса 14Е в 20 разів більша ніж у Землі, а напрямок протилежний земному. Потужне магнітне поле розповсюджується в сторону Сонця на 50-100 радіусів, а в протилежну сторону – виходить за орбіту Сатурна. Електрони, прискорені магнітним полем Юпітера досягають орбіти Землі. Потужність іоносфери »3000 км. Згідно існуючих моделей Юпітер має невелике силікатне ядро, тверду воднево-гелієву оболонку і потужну атмосферу нижня частина якої знаходиться в рідкому стані. В надрах планети температура може досягати 25 тис. К, тиск »30-100 млн.атм (3-10 *1012 Па), густина »10000 кг/м3. Цей висновок грунтується також на тому факті що Юпітер випромінює вдвічі більше ніж отримує від Сонця (Т на поверхні хмарового поясу »-140°С, тоді як за рахунок сонячної енергії вона не могла б піднятись вище за -170°С), а в дециметровому радіодіапазоні – більша ніж саме Сонце. Оскільки для термоядерних реакцій маса Юпітера замала, джерелом енергії очевидно слугують процеси гравітаційного стиску цієї планети.



Склад атмосфери – H – 60%, He – 35%, NH3 – 1%, CH4 – 1%, присутні ацитилен, етан.

(“Червона пляма” – велетенський атмосферний вихор з життям тисячоліть)

В Юпітера є кільце (h – 1,5 км, S – 16-19 тис. км, r – 128 тис. км), та 12 супутників: Іо, Ганімед, Європа, Калісто та ще 8 значно (в 50-100 разів) менших, більшість з яких, вірогідно, є захопленими гравітаційним полем Юпітера астероїди.

Таблиця 3.5 – Деякі характерні риси головних супутників Юпітера

Сатурн

Друга за величиною планета з самою низькою густиною. Він сплюснутий з полюсів ще більше ніж Юпітер dn = 90% dекв (різниця діаметрів 12000км). Гравітаційне стискання є, очевидно, внутрішнім джерелом тепла (температура атмосфери - 180°С при - 200°С від Сонця).

Вірогідний склад – Н з домішкою Не. Кільця складаються з частинок льоду з d » 1 см, rвн – 15000 км, rзовн – 270000 км, h £ 4 км.

В Сатурна є 10 супутників. Діаметр першого (Титина) =5830 км, що більше ніж у Меркурія, інші значно (в 5-10 разів) менші. В Титана виявлена атмосфера з NH3 і CH4 .

Уран.

Нахил осі до – площини орбіти всього 8° (лежачи), обертання за годинниковою стрілкою. Різниця між температурою в сантиметровому діапазоні і надходженням сонячного тепла складає » 20° (Т» - 170°С), що свідчить про надходження тепла з надр. Атмосфера (H2, CH4 і, частково, Не), яка має товщину 27% радіуса і масу 10% від планети, підстилається рідким ядром, що складається переважно H2O.

В Урана є 5 супутників (розміри – від 500 до 1300 км) та 5 кілець.

Нептун Температура поверхні оцінюється в -220°С, а згідно вимірів в радіодіапазоні - -160°С. В спектрі поглинання Нептуну відмічені CH4, H2, гіпотетично – Не. Має два супутники – Тритон (d»2700 км, маса трохи менша ніж у Місяця) і Нереїда (обертається по сильно витягнутій орбіті).

Плутон.

Фактично є подвійною системою з власне Плутона (d=2500 км) та його супутника Харона (d=1000 км). Харон обертається перпендикулярно до орбіти Плутона на відстані 14 радіусів (»20 тис. км). Загальна маса системи 1,1 *1025 (в 6 разів менше Місяця), густина Плутона »1,25 г/см3.

Комети. Льодяні тіла, які під впливом Сонячного випромінювання викидають з ядра гази і пил , які відхиляються під тиском сонячного вітру, утворюють хвости комет. Комети містять C2, C3, CN, CH, OH, NH, NH2, H2O, а також CO, N2+, CH+ і атоми H, O, Na, можуть мати невелике силікатне ядро.

Метеорити.

Роль метеоритів безсумнівна в формуванні рельєфу планет та їх супутників. Загальна кількість метеоритної речовини, яка випадає на Землю оцінюється від 1 до 10 тис. тон на добу, відомо понад 35 метеоритів масою понад 1 тону (і це при тому, що метеорити з масою <10 г згорають в атмосфері). Енергія вибуху при Тунгуській катастрофі (30.06.1908) склала 1023 -1024ерг.

За складом метеорити поділяються на 4 групи (сидерити, сидероліти, хондрити і ахондрити):

1) Сидерити (частота падінь – 3,3%, частота знахідок – 40,7%) – залізні метеорити, які значною мірою (до 98%) складаються з нікелистого заліза (теніт – Fe<0,8Ni>0,2 і камасит - Fe0,93-0,96Ni0,07-0,04 -вміст нікелю в яких змінюється від 4 до 30 %), в якості другорядних мінералів присутні сульфіди, фосфіди і хлориди заліза (в нехарактерних для Землі мінеральних формах – троїліт FeS, шрейберзит (Fe,Ni)3P), а також графіт. Існує 2 класифікації – рання, стуктурна (гексаедрити – складені кубічними кристалами камаситу, октаедрити – з паралельними до граней камаситу ламелями теніту, атаксити – тонкозернисте зростання камаситу і теніту), та сучасна, яка грунтується на співвідношенні вмістів нікелю, галію та германію.

2) Сидероліти (частота падінь – 1,3%, частота знахідок – 5,9%) – залізокам’яні метеорити, мають грубозернисту структуру, металічна і силікатні фази знаходяться в рівних (по масі) пропорціях; поділяються на:

- палласити – залізиста маса складена камаситом і тенітом, кам’яна - включеннями олівіну (в якості домішок – самородна сірка, троїліт, шрейберзит;

- мезосидерити – основу складають фемічний плагіоклаз і піроксени (та невеликі кількості олівіну – фаяліт9-48), а металева складова є підлеглою – розсіяна або у вигляді самородків. Структура часто катакластична.

Аероліти – кам’яні метеорити, складаються переважно з силікатів, за структурою поділяються на хондрити і ахондрити.

3) Хондрити (частота падінь – 86,9%, частота знахідок – 51,7%) – в якості основного структурного елемента мають хондри – округлі зерна ( представлені олівіном і піроксеном) діаметром до 1мм. Склад хондритів: олівін – 40%, піроксен – 30%, нікелисте залізо – 10-20%, плагіоклаз – 10%, троїліт (FeS) –6%. Інколи зустрічаються так звані вуглисті хондрити (по зовнішньому вигляду схожі на вуглинки). Від звичайних хондритів вони відрізняються наявністю графіту, гідратованих силікатів (серпентин, хлорит), сульфатів, Fe2+ і навіть Fe3+, різноманітних органічних з’єднань до амінокислот включно.

4) Ахондрити (частота падінь – 8,5%, частота знахідок – 1,7%) – хондр нема, грубозернисті основні породи. Поділяються на бідні кальцієм (енстатитові – обрити, гіперстенові – діогеніти, олівін-піжонітові – уреїліти, олівінові - шассіньїти) і багаті кальцієм (авгітові – ангрити, діопсид-олівінові – накліти, піроксен-плагіоклазові – евкрити і говардити ). Текстури переважно брекчійовані, структури – часто характерні для вивержених порід. Інколи спостерігається пузирчаста текстура. Саме подібність до земних вивержених порід утруднює ідентифікацію. Другорядні мінерали – теніт, троїліт, шрейберзит, хроміт, магнетит і кристобаліт

Тектити – округлі скловидні утворення (схожі на обсидіан) земного походження, масою 200-300 г. Склад SiO2 – до 75%, Al2O3, K2O, CaO. Mg і Na майже відсутні. Основу метеоритів по хімічному складу складають Al, Fe, Ca, O, Si, Mg, Ni, S, Ga при цьому вміст Ni і Ga знаходяться в оберненій залежності. Присутні незначні вмісти благородних металів: Pt – 20*10-4%, Pd - 10*10-4%, Ru - 10*10-4%, Ir, Rh, Au і Ag – по5*10-4%, O3 - 3*10-4%

3. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

Для отримання даних про середній склад земної кори дослідниками використовувались 4 основні підходи (та їх комбінації):

A) Підрахунок за наявними аналізами порід

B) Підрахунок за аналізами з врахуванням поширеності порід

C) Поширеність елементів в корі оцінюється на основі моделей кори

D) Непряма оцінка (наприклад, шляхом визначення співвідношень основних та кислих порід за середнім складом осадків що утворились при звітрюванні цих порід)

Методи (A) і (B) частіше використовувались для континентальної кори, а метод (D) взагалі можна застосовувати тільки для континентальної кори.

Коли Ф.У.Кларк (1889 рік), базуючись на 880 аналізах по 10 елементам, визначав загальний хімічний склад земної кори ("Розповсюдженість хімічних елементів") він використовував метод (A). Не зважаючи на всі методичні хиби такого підходу, оцінка Кларка достатньо близька до даних отриманих з багато більшої кількості аналізів і в результаті значно складніших математичних підрахунків.

Земна кора складена магматичними, осадочними та, утвореними за рахунок тих і інших, метаморфічними породами. Співвідношення вихідних магматичних і осадочних порід, за Кларком, складає 95:5. Осадочні породи, в свою чергу, складаються з: сланців (4%), пісковиків (0,75%), вапняків (0,25%). Якщо ж прийняти масу вивержених порід за 100%, то розповсюдженість їх найважливіших представників розподілиться наступним чином.

Використовуються новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний, люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо).

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O.

Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Поширеність рідкісних і розсіяних елементів у земній корі визначалася багатьма дослідниками, в першу чергу Ф.У.Кларком, В.М.Гольдшмідтом, В.І.Вернадським, О.Е.Ферсманом, С.Р.Тейлором, О.П.Виноградовим, Л.Г.Аренсом, К.Г.Ведеполем.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний, люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb : K, Hf : Zr, Re : Mo, Cd : Zn) вдалося визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1:2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення 1:1 основних і кислих магматичних порід.

Дослідження двох найголовніших магм Землі (основних і кислих) показали, що в особливостях їх складу знайшло відображення відоме правило Оддо-Гаркінса: якщо не враховувати парний Si і непарний А1, які однаково важливі для обох магм, то виявиться, що для кислої магми переважно характерні непарні елементи, а для основної - парні. Кисла магма багата 1H, 3Li, 5B, 9F, 11Na, 17Cl, 19K, а основна - 12Mg, 20Ca, 22Ti, 24Cr, 26Fe, 28Ni [Ф.Ю.Левінсон-Лессінг, 1935 р.].

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01¼0,001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0,1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

4. Мантія та ядро Землі, їх мінеральний та хімічний склад. Джерела наявних даних. Примітивна та деплетована мантія (поняття про мантійні геохімічні резервуари).

Земля є найретельніше вивченою людством планетою Всесвіту, однак безпосередні спостереження охоплюють інтервал не далі як до 15 км вглиб від земної поверхні. Інформація ж щодо глибинної будови Землі отримана переважно в результаті інтерпретації даних дистанційних досліджень: сейсморозвідка і сейсмологія, гравірозвідка і магніторозвідка, теплофізичні дослідження, магніто-телуричне зондування, визначення прецесії рівнодення (момент інерції Землі); а також петрофізичних та геохімічних досліджень гірських порід і метеоритів, експериментального моделювання.

Таким чином, з шести оболонок Землі, представлених атмосферою, гідросферою, біосферою, літосферою (земна кора), мантією і ядром, три останні виділяються лише за геофізичними даними, ключову роль в яких відіграють сейсморозвідка та сейсмологія.

На загальну думку, наша планета сформувалася безпосередньо в результаті аккреції речовини сонячної небули. Щоправда, спосіб аккреції є дискусійним.

За моделлю гомогенної аккреції (швидкість аккреції значно менша за швидкість остигання небули, так що між газовою складовою небули та конденсатом речовини досягається хімічна рівновага) добре пояснюється поширеність на Землі таких елементів як Na, K, F, Cl, Br, P. Але за цією моделлю важко пояснити відмінності в валовому складі Землі і Місяця, а також різноманітність типів метеоритів. Крім того гомогенна аккреція вимагає досить значного (мільйони років і більше) проміжку часу на формування планети.

За моделлю гетерогенної аккреції (швидкість аккреції порівняна або вища за швидкість остигання небули, так що рівновага між газовою складовою небули та конденсатом речовини неможлива) Земля сформувалася дуже швидко (близько 100000 років). Але, в такому випадку, виходячи з результатів теоретичного аналізу послідовності конденсації (див. тему Метеорити), слід вважати що протоядро Землі було не залізо-нікелевим (збагачені кальцієм і алюмінієм силікати і окисли конденсуються раніше за Fe-Ni сплав). У зв’язку з цим Андерсон і Хенкс [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] висловили припущення що протоядро якраз і складалося із високотемпературних силікатів, і було збагачене Ca, Al, Ti, Th, U та TR. Після утворення такого ядра конденсувалося залізо, потім – магнезіальні силікати, далі – конденсати багаті калієм та летючими, в тому числі водою.

В будь-якому випадку формування Землі як планети завершилось близько 4,6 млрд. років тому і з цього часу розпочалась власне геологічна історія Землі.

Склад ядра

На межі мантія-ядро тиск оцінюється величиною 1,36*1011 Па, а в центрі ядра – понад 3,6*1011 Па. Температура на межі мантія-ядро тиск оцінюється як +2700¼+3400°С (якщо орієнтуватись на величину геотермічного градієнту отримаємо близько +90000°С, але це нереально).

За сейсмічними даними більша частина земного ядра рідка (гомогенна рідина, що складає шар E зовнішнього ядра – до глибини 4982 км, перебуває під тиском 1,36¼3,2*1011 Па, її густина зростає від 9280 до 12170 кг/м3), далі йде перехідна зона (від 4982 км до 5121 км – шар F, речовина перебуває під тиском 3,2¼3,28*1011 Па, її густина зростає від 12170 до 12250 кг/м3) і тільки на глибинах більше 5121 км розташоване тверде внутрішнє ядро (від 5121 км до 6371 км, інші назви – субядро або шар G, перебуває під тиском 3,28¼3,61*1011 Па, його густина зростає від 12250 до 12500 кг/м3).

Ідея про те що ядро складається з сплаву заліза та нікелю має довгу історію, і, з певними модифікаціями, залишається найбільш визнаною по сьогодні. В основі гіпотези про залізо-нікелеве ядро Землі лежить припущення про близькість складу ядра до складу залізних метеоритів, що містять у середньому 80,78 % Fe, 8,59 % Ni і 0,63 % Co. Експерименти при високих тисках, які відповідають ядру Землі (більш 2,5*1011 Па), показали, що сплав із 90 % Fe і 10 % Ni має властивості, близькі до властивостей земного ядра, визначеним геофізичними методами.

Відмінність фізичних властивостей модельних складів і встановлених геофізичними методами полягає в дещо більшій густині цього сплаву і дещо меншій швидкості поширення пружних хвиль. У зв'язку з цим вважають, що в ядрі є домішка легких елементів, в першу чергу сірки та кисню. Для узгодження петрогустинних моделей вміст сірки, наприклад, повинен досягати 10% мас., що цілком реально з огляду на вміст сірки в хондритах С1.

На думку ж Рінгвуда більша частина сірки, яка містилася в сонячній небулі була втрачена разом з іншими летючими елементами при нагріві і плавленні під час аккреції Землі. Він вважає найбільш вірогідним входження до складу ядра (як легкого елемента) кисню. В такому випадку ядро має містити до 10% FeO, що, за розрахунками Алегре , відповідає вмісту кисню в 4% мас. Отримання надійних оцінок щодо вмісту кисню ускладнюється відсутністю даних про фізичні властивості залізо-нікелевих сплавів з розчиненим FeO за таких тисків і температур.

За розрахунками вище згаданого Алегре речовина ядра може містити також до 7% Si, до 2% S та певну кількість C, P, Mg і H. Що правда, для ліквідації дефіциту маси він враховує в складі ядра певну кількість благородних сидерофільних елементів, таких як Re, Os, Ir та Pt.

В.А.Рудник і Е.В.Соботович вважають, що в ядрі є домішка Si, С, А1 і О, кількість яких більша в зовнішньому ядрі і менша у внутрішньому. Останнє, згідно їх токи зору, на 99 % складається з Fe і Ni (відповідно 90,2% і 9,04%).

На основі різноманітних даних (панування водню в космосі й ін.) розвиваються також уявлення про гідридне і карбідне ядро Землі. За цією гіпотезою внутрішнє тверде ядро складається з гідридів і карбідів. В зовнішньому ядрі відбувається їх розкладання з утворенням вільних металів (Fe, Ni, Co), водню і метану, що мігрують у мантію і визначають розвиток там відновних процесів. У нижній мантії панують вільні метали або ж вони співіснують із силікатами й оксидами. Водень і метан глибинного походження, на думку В.М.Ларін і М.П.Семененка, проникають і в земну кору.

За гіпотезою А.Ф.Капустинського (який розвинув і обгрунтував ідеї В.М.Лодочнікова, 1935; W.Kuhn and A.Rittman, 1941; W.H.Ramsey, 1948), у земному ядрі, внаслідок величезного тиску, порушується електронна структура атомів. Починаючи з K, електронна структура якого 1s22s2p63s2p6d04s1, виникають умови для вдавлювання в умовах високих тисків зовнішніх електронів на незаповнений 3d- рівень. Так, зовнішні 4s2 електрони кальцію, будучи “втиснутими” на рівень 3d, перетворюють його на атом ізокальцію, властивості якого подібні до двовалентного титану. Аналогічний перехід для двохвалентного заліза - d64s2 -> d84s0, призводить до утворення ізозаліза, властивості якого подібні до двохвалентного нікелю. Зникає хімічна індивідуальність атомів і всі елементи одержують однакові металізовані властивості (речовина складається з ядер атомів, що знаходяться в загальній для всіх ядер електронній плазмі). Це визначає одноманітність земного ядра, відсутність розходжень між хімічними елементами (зона «нульового хімізму», «центросфера»). У мантії під впливом сильного тиску змінюються хімічні властивості атомів, тому що електрони переходять на незаповнені внутрішні орбіти. Це зона «виродженого хімізму», або «інтерсфера» (речовина близька до металевого стану, хоча й має силікатний склад). Хімічні ж властивості елементів, що відповідають їх положенню в періодичній системі, виявляються тільки в зоні «нормального хімізму», або «перісфері», яка відповідає земній корі і верхам мантії (верхні 100 км). Таким чином, згідно точки зору Капустинського внутрішня зони планети відрізняються не складом а станом речовини в умовах величезних тисків.


5869215800868840.html
5869233845009935.html
    PR.RU™