Wewnętrzne jądro Ziemi - Earth's inner core

Wewnętrzna struktura Ziemi

Wewnętrzne jądro Ziemi jest najbardziej wewnętrzną warstwą geologiczną planety Ziemia . Jest to przede wszystkim solidna kula o promieniu około 1220 km (760 mil), co stanowi około 20% promienia Ziemi lub 70% promienia Księżyca .

Nie ma próbek jądra Ziemi dostępnych do bezpośredniego pomiaru, tak jak w przypadku płaszcza Ziemi . Informacje o jądrze Ziemi pochodzą głównie z analizy fal sejsmicznych i ziemskiego pola magnetycznego . Uważa się, że rdzeń wewnętrzny składa się ze stopu żelaza i niklu z kilkoma innymi pierwiastkami. Szacuje się, że temperatura na powierzchni wewnętrznego jądra wynosi około 5700 K (5430 °C; 9800 °F), co odpowiada temperaturze na powierzchni Słońca .

Odkrycie

W 1936 duński sejsmolog I. Lehmann odkrył, że Ziemia ma solidne jądro wewnętrzne, różniące się od stopionego jądra zewnętrznego , który wydedukował jej obecność, badając sejsmogramy z trzęsień ziemi w Nowej Zelandii . Zauważyła, że ​​fale sejsmiczne odbijają się od granicy jądra wewnętrznego i mogą być wykryte przez czułe sejsmografy na powierzchni Ziemi. Wywnioskowała promień 1400 km dla jądra wewnętrznego, niedaleko obecnie przyjętej wartości 1221 km. W 1938 B. Gutenberg i C. Richter przeanalizowali bardziej obszerny zestaw danych i oszacowali grubość jądra zewnętrznego na 1950 km ze stromym, ale ciągłym przejściem o grubości 300 km do jądra wewnętrznego; co oznacza promień między 1230 a 1530 km dla wewnętrznego rdzenia.

Kilka lat później, w 1940 roku, postawiono hipotezę, że ten wewnętrzny rdzeń został wykonany z litego żelaza. W 1952 roku F. Birch opublikował szczegółową analizę dostępnych danych i doszedł do wniosku, że jądro wewnętrzne było prawdopodobnie krystalicznym żelazem.

Granica między wewnętrznym i zewnętrznym rdzeniem jest czasami nazywana „nieciągłością Lehmanna”, chociaż nazwa zwykle odnosi się do innej nieciągłości . Nazwa „Bullen” lub „nieciągłość Lehmanna-Bullena” została zaproponowana po K. Bullen , ale jej użycie wydaje się być rzadkie. Sztywność rdzenia wewnętrznego została potwierdzona w 1971 roku.

Dziewoński i Gilbert ustalili, że pomiary normalnych drgań Ziemi wywołanych przez duże trzęsienia ziemi były zgodne z płynnym jądrem zewnętrznym. W 2005 roku wykryto fale poprzeczne przechodzące przez rdzeń wewnętrzny; twierdzenia te były początkowo kontrowersyjne, ale teraz zyskują akceptację.

Źródła danych

Fale sejsmiczne

Prawie wszystkie bezpośrednie pomiary, jakie naukowcy mają na temat fizycznych właściwości jądra wewnętrznego, to fale sejsmiczne, które przez niego przechodzą. Najbardziej pouczające fale są generowane przez głębokie trzęsienia ziemi, 30 km lub więcej pod powierzchnią Ziemi (gdzie płaszcz jest stosunkowo bardziej jednorodny) i rejestrowane przez sejsmografy, gdy docierają do powierzchni, na całym świecie.

Fale sejsmiczne obejmują fale „P” (pierwotne lub ciśnieniowe), fale kompresji, które mogą przemieszczać się przez materiały stałe lub płynne, oraz fale poprzeczne „S” (wtórne lub ścinające) , które mogą rozprzestrzeniać się tylko przez sztywne, elastyczne ciała stałe. Dwie fale mają różne prędkości i są tłumione z różnymi prędkościami, gdy przechodzą przez ten sam materiał.

Szczególnie interesujące są tak zwane fale „PKiKP” – fale ciśnienia (P), które zaczynają się blisko powierzchni, przekraczają granicę płaszcz-rdzeń, przechodzą przez rdzeń (K), odbijają się na wewnętrznej granicy jądra (i), przechodzą ponownie przez ciekły rdzeń (K), z powrotem do płaszcza i są wykrywane jako fale ciśnienia (P) na powierzchni. Interesujące są również fale „PKIKP”, które przemieszczają się przez rdzeń wewnętrzny (I) zamiast odbijać się od jego powierzchni (i). Sygnały te łatwiej zinterpretować, gdy droga od źródła do detektora znajduje się w pobliżu linii prostej, a mianowicie, gdy odbiornik znajduje się tuż nad źródłem odbitych fal PKiKP i antypodal do niego dla nadawanych fal PKIKP.

Podczas gdy fale S nie mogą dotrzeć do rdzenia wewnętrznego ani go opuścić jako takie, fale P mogą zostać przekształcone w fale S i odwrotnie, ponieważ uderzają w granicę między rdzeniem wewnętrznym i zewnętrznym pod kątem skośnym. Fale „PKJKP” są podobne do fal PKIKP, ale są przekształcane w fale S, gdy wchodzą do wewnętrznego jądra, przechodzą przez nie jako fale S (J) i są ponownie przekształcane w fale P, gdy wychodzą z wewnętrznego rdzenia. Dzięki temu zjawisku wiadomo, że rdzeń wewnętrzny może rozchodzić się falami S, a zatem musi być solidny.

Innych źródeł

Inne źródła informacji o rdzeniu wewnętrznym obejmują:

  • Pole magnetyczne Ziemi . Choć wydaje się, że jest generowany głównie przez płynne i elektryczne prądy w zewnętrznym jądrze, na prądy te silnie wpływa obecność stałego wewnętrznego jądra i wypływające z niego ciepło. (Chociaż jest wykonany z żelaza, rdzeń najwyraźniej nie jest ferromagnetyczny , ze względu na ekstremalnie wysoką temperaturę).
  • Masa Ziemi, jej pole grawitacyjne i jej bezwładność kątowa . Na to wszystko wpływa gęstość i wymiary warstw wewnętrznych.
  • Naturalne częstotliwości i tryby drgań całej Ziemi, gdy duże trzęsienia ziemi sprawiają, że planeta „dzwoni” jak dzwon . Te oscylacje również silnie zależą od gęstości, wielkości i kształtu warstw wewnętrznych.

Właściwości fizyczne

Prędkość fali sejsmicznej

Prędkość fal S w jądrze zmienia się płynnie od około 3,7 km/s w centrum do około 3,5 km/s na powierzchni. To znacznie mniej niż prędkość fal S w dolnej skorupie (około 4,5 km/s) i mniej niż połowa prędkości w głębokim płaszczu, tuż nad zewnętrznym jądrem (około 7,3 km/s).

Prędkość fal P w jądrze zmienia się również płynnie w rdzeniu wewnętrznym, od około 11,4 km/s w centrum do około 11,1 km/s na powierzchni. Następnie prędkość gwałtownie spada na wewnętrznej-zewnętrznej granicy jądra do około 10,4 km/s.

Rozmiar i kształt

Na podstawie danych sejsmicznych szacuje się, że wewnętrzny rdzeń ma promień około 1221 km (2442 km średnicy), co stanowi około 19% promienia Ziemi i 70% promienia Księżyca.

Jego objętość wynosi około 7,6 mld km sześciennych ( 7,6 × 10 18 m 3 ), co stanowi około 1140 (0,7%) objętości całej Ziemi.

Jego kształt jest uważany za blisko do oblat elipsoidy obrotowej, na przykład na powierzchni Ziemi, tylko bardziej kulista: spłaszczenie f szacuje się między 1 / 400 i 1 / 416 ; co oznacza, że ​​promień wzdłuż osi Ziemi jest szacowany na około 3 km krótszy niż promień na równiku. Dla porównania spłaszczenie Ziemi jako całości jest bliskie 1300 , a promień biegunowy jest o 21 km krótszy niż promień równikowy.

Ciśnienie i grawitacja

Ciśnienie w wewnętrznym jądrze Ziemi jest nieco wyższe niż na granicy między jądrem zewnętrznym i wewnętrznym: waha się od około 330 do 360 gigapaskali (od 3 300 000 do 3 600 000 atm).

Przyspieszenie ziemskie na powierzchni rdzenia wewnętrznego może być obliczana jako 4,3 m / s 2 ; co stanowi mniej niż połowę wartości na powierzchni Ziemi (9,8 m/s 2 ).

Gęstość i masa

Gęstość rdzenia wewnętrznego uważa się płynnie zmieniać od około 13,0 kg / l (= g / cm 3 = t / m 3 ) w środku do około 12,8 kg / L, na powierzchni. Jak to bywa z innymi właściwościami materiału, gęstość spada nagle na tej powierzchni: uważa się, że ciecz tuż nad rdzeniem wewnętrznym jest znacznie mniej gęsta, około 12,1 kg/L. Dla porównania średnia gęstość w górnych 100 km Ziemi wynosi około 3,4 kg/L.

Gęstość ta implikuje masę jądra wewnętrznego około 10 23 kg, co stanowi 160 (1,7%) masy całej Ziemi.

Temperatura

Temperaturę rdzenia wewnętrznego można oszacować na podstawie temperatury topnienia nieczystego żelaza przy ciśnieniu, pod jakim żelazo znajduje się na granicy rdzenia wewnętrznego (około 330  GPa ). Na podstawie tych rozważań w 2002 r. D. Alfè i inni oszacowali jego temperaturę na 5400 K (5100 °C; 9300 °F) do 5700 K (5400 °C; 9800 °F). Jednak w 2013 r. S. Anzellini i inni uzyskali eksperymentalnie znacznie wyższą temperaturę topnienia żelaza, 6230 ± 500 K.

Żelazo może być w stanie stałym w tak wysokich temperaturach tylko dlatego, że jego temperatura topnienia gwałtownie wzrasta przy ciśnieniu tej wielkości (patrz relacja Clausiusa-Clapeyrona ).

Pole magnetyczne

W 2010 roku Bruce Buffett ustalił, że średnie pole magnetyczne w ciekłym jądrze zewnętrznym wynosi około 2,5  militeslasa (25  gausów ), co stanowi około 40-krotność maksymalnej siły na powierzchni. Zaczął od znanego faktu, że Księżyc i Słońce powodują pływy w ciekłym jądrze zewnętrznym, podobnie jak w oceanach na powierzchni. Zaobserwował, że ruch cieczy w lokalnym polu magnetycznym wytwarza prądy elektryczne , które zgodnie z prawem Ohma rozpraszają energię w postaci ciepła . To rozpraszanie z kolei tłumi ruchy pływowe i wyjaśnia wcześniej wykryte anomalie w nutacji Ziemi . Z wielkości tego ostatniego efektu mógł obliczyć pole magnetyczne. Pole wewnątrz rdzenia wewnętrznego ma przypuszczalnie podobną siłę. Chociaż pośredni, pomiar ten nie zależy znacząco od jakichkolwiek założeń dotyczących ewolucji Ziemi lub składu jądra.

Lepkość

Chociaż fale sejsmiczne rozchodzą się w rdzeniu tak, jakby było ono stałe, pomiary nie pozwalają odróżnić materiału doskonale stałego od wyjątkowo lepkiego . Dlatego niektórzy naukowcy zastanawiali się, czy może zachodzić powolna konwekcja w jądrze wewnętrznym (jak się uważa, że ​​istnieje w płaszczu). To może być wyjaśnienie anizotropii wykrytej w badaniach sejsmicznych. W 2009 roku B. Buffett oszacował lepkość rdzenia wewnętrznego na 10 18  Pa ·s; co jest sześćdziesiąt razy większą lepkością wody i ponad miliard razy większą niż smoła .

Kompozycja

Nadal nie ma bezpośrednich dowodów na skład rdzenia wewnętrznego. Jednak w oparciu o względną przewagę różnych pierwiastków chemicznych w Układzie Słonecznym , teorię powstawania planet oraz ograniczenia narzucone lub implikowane przez chemię pozostałej części Ziemi, uważa się, że jądro wewnętrzne składa się głównie z żelaza- stop niklu .

Przewiduje się, że przy znanych ciśnieniach i szacowanych temperaturach jądra czyste żelazo może być w stanie stałym, ale jego gęstość przekroczyłaby znaną gęstość rdzenia o około 3%. Wynik ten implikuje obecność lżejszych pierwiastków w rdzeniu, takich jak krzem , tlen lub siarka , oprócz prawdopodobnej obecności niklu. Ostatnie szacunki (2007) dopuszczają do 10% niklu i 2-3% niezidentyfikowanych lżejszych pierwiastków.

Według obliczeń D. Alfè i innych, ciekły rdzeń zewnętrzny zawiera 8–13% tlenu, ale gdy żelazo krystalizuje tworząc rdzeń wewnętrzny, tlen pozostaje w większości w cieczy.

Eksperymenty laboratoryjne i analiza prędkości fal sejsmicznych zdają się wskazywać, że rdzeń wewnętrzny składa się w szczególności z żelaza ε , krystalicznej postaci metalu o strukturze heksagonalnej upakowanej ( HCP ). Ta struktura może nadal dopuszczać włączenie niewielkich ilości niklu i innych pierwiastków.

Ponadto, jeśli rdzeń wewnętrzny rośnie w wyniku wytrącania zamrożonych cząstek opadających na jego powierzchnię, to w przestrzeniach porów może również zostać uwięziona pewna ilość cieczy. W takim przypadku część tej pozostałości płynu może nadal utrzymywać się w niewielkim stopniu w dużej części jego wnętrza.

Struktura

Wielu naukowców początkowo spodziewało się, że jądro wewnętrzne okaże się jednorodne , ponieważ ten sam proces powinien przebiegać równomiernie przez cały okres jego powstawania. Sugerowano nawet, że wewnętrzne jądro Ziemi może być pojedynczym kryształem żelaza.

Anizotropia wyrównana do osi

W 1983 r. G. Poupinet i inni zaobserwowali, że czas przemieszczania się fal PKIKP (fal P, które przechodzą przez rdzeń wewnętrzny) był o około 2 sekundy krótszy dla prostych tras północ-południe niż prostych na płaszczyźnie równikowej. Nawet biorąc pod uwagę spłaszczenie Ziemi na biegunach (około 0,33% dla całej Ziemi, 0,25% dla jądra wewnętrznego) oraz niejednorodności skorupy i górnego płaszcza , różnica ta sugerowała, że ​​rozchodzą się fale P (o szerokim zakresie długości fal ). przez rdzeń wewnętrzny o 1% szybciej w kierunku północ-południe niż wzdłuż kierunków prostopadłych do niego.

Ta anizotropia prędkości fali P została potwierdzona przez późniejsze badania, w tym więcej danych sejsmicznych i badanie swobodnych oscylacji całej Ziemi. Niektórzy autorzy twierdzili wyższe wartości różnicy, do 4,8%; jednak w 2017 r. D. Frost i B. Romanowicz potwierdzili, że wartość ta mieści się w przedziale od 0,5% do 1,5%.

Anizotropia nieosiowa

Niektórzy autorzy twierdzili, że prędkość fali P jest większa w kierunkach ukośnych lub prostopadłych do osi N−S, przynajmniej w niektórych obszarach jądra wewnętrznego. Twierdzenia te zostały jednak zakwestionowane przez D. Frosta i B. Romanowicza, którzy zamiast tego twierdzą, że kierunek maksymalnej prędkości jest tak bliski osi obrotu Ziemi, jak to możliwe.

Przyczyny anizotropii

Dane laboratoryjne i obliczenia teoretyczne wskazują, że propagacja fal ciśnienia w kryształach HCP żelaza ε jest również silnie anizotropowa, z jedną „szybką” osią i dwiema równie „wolnymi” osiami. Za obserwowaną anomalię sejsmiczną może odpowiadać preferencja kryształów w jądrze do wyrównania w kierunku północ-południe.

Jednym ze zjawisk, które może spowodować takie częściowe wyrównanie, jest powolny przepływ („pełzanie”) wewnątrz jądra wewnętrznego, od równika w kierunku biegunów lub odwrotnie. Ten przepływ spowodowałby częściową zmianę orientacji kryształów zgodnie z kierunkiem przepływu. W 1996 r. S. Yoshida i inni sugerowali, że taki przepływ może być spowodowany wyższym tempem zamarzania na równiku niż na szerokościach polarnych. W wewnętrznym jądrze zaistniałby wówczas przepływ z równika do bieguna, mający tendencję do przywracania równowagi izostatycznej na jego powierzchni.

Inni sugerowali, że wymagany przepływ może być spowodowany powolną konwekcją termiczną wewnątrz wewnętrznego rdzenia. T. Yukutake twierdził w 1998 roku, że takie ruchy konwekcyjne są mało prawdopodobne. Jednak B. Buffet w 2009 roku oszacował lepkość jądra wewnętrznego i stwierdził, że taka konwekcja mogła mieć miejsce, zwłaszcza gdy rdzeń był mniejszy.

Z drugiej strony M. Bergman w 1997 r. zaproponował, że anizotropia wynika z zaobserwowanej tendencji kryształów żelaza do szybszego wzrostu, gdy ich osie krystalograficzne są zgodne z kierunkiem przepływu ciepła chłodzącego. Zaproponował zatem, aby wypływ ciepła z wewnętrznego rdzenia był skłoniony w kierunku promieniowym.

W 1998 roku S. Karato zaproponował, że zmiany pola magnetycznego mogą z czasem powoli deformować jądro wewnętrzne.

Wiele warstw

W 2002 roku M. Ishii i A. Dziewoński przedstawili dowody na to, że stałe jądro wewnętrzne zawierało „najbardziej wewnętrzne jądro” (IMIC) o nieco innych właściwościach niż otaczająca je powłoka. Charakter różnic i promień IMIC pozostają nierozstrzygnięte od 2019 r., a propozycje dotyczące tego ostatniego wahają się od 300 km do 750 km.

A. Wang i X. Song zaproponowali w 2018 r. model trójwarstwowy z „wewnętrznym rdzeniem wewnętrznym” (IIC) o promieniu około 500 km, warstwą „zewnętrznego jądra wewnętrznego” (OIC) o grubości około 600 km, oraz powłoka izotropowa o grubości 100 km. W tym modelu kierunek „szybszej fali P” byłby równoległy do ​​osi Ziemi w OIC, ale prostopadły do ​​tej osi w IIC. Jednak wniosek został zakwestionowany przez twierdzenia, że ​​nie muszą występować ostre nieciągłości w wewnętrznym jądrze, a jedynie stopniowa zmiana właściwości wraz z głębokością.

Zmienność boczna

W 1997 r. S. Tanaka i H. Hamaguchi stwierdzili na podstawie danych sejsmicznych, że anizotropia materiału rdzenia wewnętrznego, zorientowana w kierunku N-S, była bardziej wyraźna na „wschodniej” półkuli jądra wewnętrznego (około 110 °E długości geograficznej, mniej więcej pod Borneo ) niż na półkuli „zachodniej” (przy około 70 °W, mniej więcej pod Kolumbią ).

Alboussère i inni sugerowali, że ta asymetria może być spowodowana topnieniem na półkuli wschodniej i rekrystalizacją na półkuli zachodniej. C. Finlay przypuszczał, że ten proces może wyjaśnić asymetrię pola magnetycznego Ziemi.

Jednak w 2017 r. D. Frost i B. Romanowicz zakwestionowali te wcześniejsze wnioski, twierdząc, że dane wykazują jedynie słabą anizotropię, przy prędkości w kierunku N−S tylko o 0,5% do 1,5% większej niż w kierunkach równikowych i nie wyraźne oznaki zmienności E-W.

Inna struktura

Inni badacze twierdzą, że właściwości powierzchni jądra wewnętrznego różnią się w zależności od miejsca w odległości zaledwie 1 km. Ta zmiana jest zaskakująca, ponieważ wiadomo, że boczne wahania temperatury wzdłuż granicy wewnętrznego jądra są niezwykle małe (ten wniosek jest z pewnością ograniczony przez obserwacje pola magnetycznego ).

Wzrost

Schemat ruchu wewnętrznego i zewnętrznego jądra Ziemi oraz generowanego przez nie pola magnetycznego.

Uważa się, że wewnętrzne jądro Ziemi powoli rośnie, ponieważ płynne jądro zewnętrzne na granicy z jądrem wewnętrznym ochładza się i zestala z powodu stopniowego chłodzenia wnętrza Ziemi (około 100 stopni Celsjusza na miliard lat).

Według obliczeń Alfé i innych, gdy żelazo krystalizuje na wewnętrznym jądrze, ciecz tuż nad nim staje się wzbogacona w tlen, a zatem mniej gęsta niż reszta jądra zewnętrznego. Proces ten tworzy prądy konwekcyjne w zewnętrznym jądrze, które uważa się za główny czynnik napędzający prądy tworzące pole magnetyczne Ziemi.

Istnienie jądra wewnętrznego wpływa również na dynamiczne ruchy cieczy w jądrze zewnętrznym, a tym samym może pomóc w utrwaleniu pola magnetycznego.

Dynamika

Ponieważ wewnętrzne jądro nie jest sztywno połączone ze stałym płaszczem Ziemi, od dawna rozważano możliwość, że obraca się ono nieco szybciej lub wolniej niż reszta Ziemi. W latach 90. sejsmolodzy wysuwali różne twierdzenia na temat wykrywania tego rodzaju super-rotacji, obserwując zmiany w charakterystyce fal sejsmicznych przechodzących przez rdzeń wewnętrzny na przestrzeni kilkudziesięciu lat, wykorzystując wspomnianą wcześniej właściwość, że fale przepuszczają szybciej w niektórych kierunkach. W 1996 roku X. Song i P. Richards oszacowali ten „super-rotację” jądra wewnętrznego względem płaszcza na około jeden stopień rocznie. W 2005 roku oni i J. Zhang porównali nagrania „dubletów sejsmicznych” (nagrania z tej samej stacji trzęsień ziemi występujących w tym samym miejscu po przeciwnej stronie Ziemi, w odstępie lat) i skorygowali te szacunki do 0,3 do 0,5 stopnia na rok.

W 1999 roku M. Greff-Lefftz i H. Legros zauważyli, że pola grawitacyjne Słońca i Księżyca, które są odpowiedzialne za pływy oceaniczne, również wywierają na Ziemię momenty obrotowe , wpływając na jej oś obrotu i spowalniając jej prędkość rotacji . Momenty te odczuwane są głównie przez skorupę i płaszcz, przez co ich oś obrotu i prędkość mogą różnić się od całkowitego obrotu płynu w rdzeniu zewnętrznym i obrotu rdzenia wewnętrznego. Dynamika jest skomplikowana z powodu prądów i pól magnetycznych w jądrze wewnętrznym. Odkryli, że oś wewnętrznego jądra lekko się chwieje ( nutatuje ) w okresie około 1 dnia. Przyjmując pewne założenia dotyczące ewolucji Ziemi, doszli do wniosku, że ruchy płynów w zewnętrznym jądrze kilka razy w przeszłości (3,0, 1,8 i 0,3 miliarda lat temu) wchodziły w rezonans z siłami pływowymi. W tych epokach, z których każda trwała 200–300 milionów lat, dodatkowe ciepło generowane przez silniejsze ruchy płynów mogło zatrzymać wzrost jądra wewnętrznego.

Wiek

Teorie dotyczące wieku jądra są z konieczności częścią teorii historii Ziemi jako całości. Jest to temat długo dyskutowany i jest nadal przedmiotem dyskusji w chwili obecnej. Powszechnie uważa się, że stałe jądro wewnętrzne Ziemi uformowało się z początkowo całkowicie płynnego jądra, gdy Ziemia stygła. Jednak nadal nie ma mocnych dowodów na to, kiedy ten proces się rozpoczął.

Szacunki wieku na podstawie
różnych badań i metod
T = modelowanie termodynamiczne
P = analiza paleomagnetyzmu
(R) = z pierwiastkami promieniotwórczymi
(N) = bez nich
Data Autorski Wiek metoda
2001 Labrosse i in. 1±0,5 T(N)
2003 Labrosse ~2 T(R)
2011 Smirnow i in. 2-3,5 P
2014 Driscoll i Bercovici 0,65 T
2015 Labrosse <0,7 T
2015 Biggin i in. 1-1,5 P
2016 Ohta i in. <0,7 T
2016 Konôpková i in. < 4,2 T
2019 Bono i in. 0,5 P

Do wywnioskowania wieku jądra wewnętrznego zastosowano dwa główne podejścia: termodynamiczne modelowanie chłodzenia Ziemi i analizę dowodów paleomagnetycznych . Szacunki uzyskane za pomocą tych metod wciąż różnią się w szerokim zakresie, od 0,5 do 2 miliardów lat.

Dowody termodynamiczne

Przepływ ciepła przez wewnętrzną ziemię, według ST Dye i R. Arevalo.

Jednym ze sposobów oszacowania wieku jądra wewnętrznego jest modelowanie ochładzania Ziemi ograniczonego minimalną wartością strumienia ciepła na granicy rdzeń-płaszcz (CMB). Szacunki te opierają się na dominującej teorii, że pole magnetyczne Ziemi jest wyzwalane głównie przez prądy konwekcyjne w płynnej części jądra oraz na fakcie, że do podtrzymania tych prądów wymagany jest minimalny strumień ciepła. Strumień ciepła w CMB w chwili obecnej można wiarygodnie oszacować, ponieważ jest on powiązany ze zmierzonym strumieniem ciepła na powierzchni Ziemi i zmierzoną szybkością konwekcji płaszcza .

W 2001 r. S. Labrosse i inni, zakładając, że w jądrze nie ma pierwiastków promieniotwórczych , oszacowali wiek jądra wewnętrznego na 1±0,5 miliarda lat — znacznie mniej niż szacowany wiek Ziemi i jej cieczy. rdzeń (około 4,5 miliarda lat) W 2003 r. ta sama grupa stwierdziła, że ​​jeśli rdzeń zawiera rozsądną ilość pierwiastków radioaktywnych, jego wiek może być starszy o kilkaset milionów lat.

W 2012 roku obliczenia teoretyczne M. Pozzo i innych wskazywały, że przewodnictwo elektryczne żelaza i innych hipotetycznych materiałów rdzenia, przy spodziewanych tam wysokich ciśnieniach i temperaturach, było dwu- lub trzykrotnie wyższe niż zakładano w poprzednich badaniach. Te przewidywania zostały potwierdzone w 2013 roku przez pomiary Gomi i innych. Wyższe wartości przewodności elektrycznej prowadziły do ​​podwyższenia oszacowań przewodności cieplnej do 90 W/m·K; co z kolei obniżyło szacunki jego wieku do mniej niż 700 milionów lat.

Jednak w 2016 roku Konôpková i inni bezpośrednio zmierzyli przewodność cieplną stałego żelaza w warunkach wewnętrznego rdzenia i uzyskali znacznie niższą wartość, 18–44 W/m·K. Dzięki tym wartościom uzyskali górną granicę wieku jądra wewnętrznego na 4,2 miliarda lat, zgodną z dowodami paleomagnetycznymi.

W 2014 r. Driscoll i Bercovici opublikowali historię termiczną Ziemi, która pozwoliła uniknąć tak zwanej katastrofy termicznej w płaszczu i nowego paradoksu jądra , wywołując 3 TW radiogenicznego ogrzewania przez rozpad40
K
w rdzeniu. Tak wysoka zawartość K w rdzeniu nie jest poparta eksperymentalnymi badaniami podziału, więc taka historia termiczna pozostaje wysoce dyskusyjna.

Dowody paleomagnetyczne

Innym sposobem na oszacowanie wieku Ziemi jest analiza zmian pola magnetycznego Ziemi w czasie jej historii, jako uwięzionej w skałach, które powstały w różnym czasie ("zapis paleomagnetyczny"). Obecność lub brak stałego rdzenia wewnętrznego może skutkować różnymi procesami dynamicznymi w rdzeniu, które mogą prowadzić do zauważalnych zmian pola magnetycznego.

W 2011 Smirnow i inni opublikował analizę paleomagnetyzm w dużej próbki skał, które tworzą w neoarchaik (2.8-2.5 mld lat temu) i proterozoiku (2.5-0.541 mld). Odkryli, że pole geomagnetyczne był bliższy magnetyczny dipol podczas neoarchaik niż po nim. Zinterpretowali tę zmianę jako dowód, że efekt dynama był głębiej osadzony w jądrze w tej epoce, podczas gdy w późniejszym czasie na znaczeniu zyskały prądy bliższe granicy rdzeń-płaszcz. Następnie spekulują, że zmiana mogła być spowodowana wzrostem stałego wewnętrznego jądra między 3,5 a 2,0 miliardów lat temu.

W 2015 roku Biggin i inni opublikowali analizę obszernego i starannie wyselekcjonowanego zestawu próbek prekambryjskich i zaobserwowali wyraźny wzrost siły i wariancji pola magnetycznego Ziemi około 1,0-1,5 miliarda lat temu. Ta zmiana nie została wcześniej zauważona ze względu na brak wystarczających solidnych pomiarów. Spekulowali, że zmiana może być spowodowana narodzinami stałego wewnętrznego jądra Ziemi. Na podstawie szacunków wieku wyprowadzili raczej skromną wartość przewodności cieplnej jądra zewnętrznego, co pozwoliło na prostsze modele ewolucji termicznej Ziemi.

W 2016 roku P. Driscoll opublikował numeryczny model ewoluującego dynama, który szczegółowo przewidywał ewolucję pola paleomagnetycznego w zakresie 0,0–2,0 Ga. Ewoluujący model dynama był napędzany przez zmienne w czasie warunki brzegowe wytworzone przez rozwiązanie historii termicznej w Driscoll i Bercovici (2014). Rozwija prądnica modelu przewidzieć Silne pole przed dynamo do 1,7 Ga, który jest wielobiegunowy, dynamo silne zakresie od 1,0-1,7 Ga, który jest głównie dipolarnym dynamo słabo zakresie od 0,6-1,0 Ga, który jest nie-osiowy dipol , oraz dynamo silnego pola po zarodkowaniu jądra wewnętrznego z 0,0–0,6 Ga, które jest głównie dipolarne.

Analiza próbek skał z epoki ediakarskiej (utworzonej około 565 milionów lat temu), opublikowana przez Bono i innych w 2019 roku, ujawniła niezwykle niską intensywność i dwa różne kierunki pola geomagnetycznego w tym czasie, co potwierdza przewidywania Driscolla ( 2016). Biorąc pod uwagę inne dowody na wysoką częstotliwość odwróceń pola magnetycznego w tym czasie, spekulują, że anomalie te mogą być spowodowane początkiem formowania się jądra wewnętrznego, które miałoby wtedy 0,5 miliarda lat. News and Views P. Driscoll podsumowuje stan zakresie następujące wyniki Bono.

Zobacz też

Bibliografia

Dalsza lektura