Płaszcz Ziemi, jego budowa, temperatura i grubość. Z czego zbudowana jest Ziemia? Warstwy płaszcza Ziemi

> Z czego składa się Ziemia?

Wewnętrzny strukturę ziemi. Zbadaj budowę planety: skorupa, rdzeń, płaszcz, z jakich pierwiastków chemicznych składa się Ziemia, historia badań, geologia.

Na Ziemi jest więcej, niż jesteśmy w stanie zobaczyć z naszego punktu obserwacyjnego. Gdyby można było przeciąć go na pół, byłbyś bardzo zaskoczony. Pędzimy w poszukiwaniu nowych światów, ale wciąż wiele nie wiemy o naszym.

Ale sejsmologia była w stanie odkryć strukturę Ziemi i pokazać warstwy. Każdy ma swoje własne właściwości, cechy i skład. A wszystko to wpływa na procesy ziemskie. Z czego zbudowana jest Ziemia?

Nowoczesna teoria

Przestrzeń wewnętrzna planety jest zróżnicowana. Oznacza to, że struktura (podobnie jak innych planet) jest reprezentowana przez warstwy. Usuń jeden, a zostaniesz przeniesiony do następnego. Co więcej, każdy będzie miał własną temperaturę i skład chemiczny.

Nasze zrozumienie warstw planety opiera się na wynikach monitoringu sejsmologicznego. Obejmuje badanie fal dźwiękowych powstałych w wyniku trzęsienia ziemi, a także analizę tego, jak przechodzenie przez różne warstwy spowalnia ich tempo. Zmiany prędkości sejsmicznej prowadzą do załamania światła.

Wykorzystuje się je w połączeniu z transformacjami pól grawitacyjnych i magnetycznych oraz eksperymentami z krystalicznymi ciałami stałymi, które symulują ciśnienie i temperaturę wnętrza planety.

Badania

Już w czasach starożytnych ludzkość próbowała zrozumieć skład Ziemi. Pierwsze próby nie były nawet związane z nauką. Były to raczej legendy i mity związane z boską interwencją. Jednak wśród populacji rozpowszechniło się kilka teorii.

Być może słyszałeś o płaskiej ziemi. Opinia ta była powszechna w kulturze Mezopotamii. Planetę przedstawiono jako płaski dysk przecinający ocean. Majowie również uważali, że jest płaska, ale na rogach stały cztery jaguary, które podtrzymywały niebo. Persowie widzieli kosmiczną górę, ale dla Chińczyków był to czworoboczny sześcian.

W VI wieku p.n.e. mi. Grecy preferowali okrągły kształt, aw III wieku p.n.e. mi. idea kulistej Ziemi zyskała popularność i pierwszą bazę dowodową. W tym samym momencie naukowcy zaczynają mieć kontakt z badaniami geologicznymi, a filozofowie zaczynają rozważać minerały i metale.

Prawdziwa zmiana nastąpiła jednak dopiero w XVI i XVII wieku. Edmund Halley zaproponował teorię „Pusty Ziemi” w 1692 roku. Uważał, że wewnątrz znajduje się wnęka, czyli pewien rdzeń, którego grubość wynosi 800 km.

Pomiędzy tymi kulami znajduje się szczelina powietrzna. Aby uniknąć efektu tarcia, wewnętrzna kula musi być utrzymywana na miejscu dzięki grawitacji. Model przedstawiał dwie koncentryczne powłoki wokół rdzenia. Średnica odpowiadała Merkuremu, Wenus i Marsowi.

Halley oparł swoją teorię na gęstościach Księżyca i Ziemi zaproponowanej przez Izaaka Newtona w 1687 roku. Następnie naukowcy postanowili rozważyć wiarygodność Biblii. Dla badaczy ważne było obliczenie prawdziwego wieku planety i odkrycie dowodów na istnienie powodzi. Tutaj zaczęli przyglądać się skamieniałościom i opracowywać system klasyfikacji datowania warstw.

W 1774 roku Abraham Werner przedstawił w swoich pismach szczegółowy system identyfikacji niektórych minerałów na podstawie ich cech zewnętrznych.

W 1741 roku w Narodowym Muzeum Historii Naturalnej Francji pojawiła się pierwsza pozycja z geologii. Dziesięć lat później zaczęto używać terminu „geologia”.

W latach 70. XVIII w. Analizy chemiczne zajmują pierwsze miejsce w badaniach. Jednym z ważnych zadań było zbadanie miejsc pod kątem występowania w przeszłości wylewów płynnych (powodzi). W latach 80. XVIII w. Byli też tacy, którzy wierzyli, że warstwy powstały nie z powodu wody, ale ognia. Zwolenników nazywano plutonistami. Wierzyli, że planeta powstała w wyniku zestalenia stopionych mas. A wszystko to działo się niezwykle powoli. Oznaczało to, że planeta była znacznie starsza, niż podaje Biblia.

W XIX wieku na geologię duży wpływ miała rewolucja przemysłowa, a także koncepcja kolumny stratygraficznej – formacji skalnych ułożonych według kolejności pojawiania się w czasie. Naukowcy zaczęli zdawać sobie sprawę, że wiek skamieniałości można obliczyć geologicznie (im głębiej je znaleziono, tym były starsze).

Naukowcy mieli możliwość odbywania podróży, aby poszerzać swoje horyzonty i porównywać ustalenia z różnych miejsc. Wśród tych szczęśliwców był Charles Darwin, którego zrekrutował kapitan statku Beagle.

Odkryte przez niego gigantyczne skamieliny uczyniły go geologiem, a jego teorie na temat przyczyn wymierania doprowadziły do powstania przełomowej pracy O pochodzeniu gatunków, napisanej w 1859 roku.

Naukowcy poszerzyli swoją wiedzę i stworzyli mapy geologiczne Ziemi. Obliczyli już wiek Ziemi w milionach, a nie w tysięcznych. Jednak rozwój technologii pomógł przesunąć pozostałości dogmatycznych idei.

W XX wieku pojawiło się datowanie radiometryczne. Potem pomyśleli, że wiek planet sięga 2 miliardów lat. W 1912 roku Alfred Wegener przedstawił teorię dryfu kontynentalnego. To znaczy, kiedy wszystkie kontynenty były jednym. Zostało to później potwierdzone analizą geologiczną próbek.

Teoria tektoniki płyt powstała w wyniku badań dna oceanu. Dane geofizyczne wskazują na boczny ruch kontynentów, a skorupa oceaniczna jest młodsza od skorupy kontynentalnej.

W XX wieku aktywnie rozwinęła się sejsmologia, badanie trzęsień ziemi i przejścia fal przez Ziemię. To właśnie pomogło zrozumieć kompozycję i dotrzeć do sedna.

W 1926 roku Harold Jefferies stwierdził, że jądro Ziemi jest płynne, a w 1937 Inge Lehmann rozszerzyła tę teorię, dodając, że wewnątrz płynnego jądra znajduje się ciało stałe.

Warstwy ziemi

Ziemię można podzielić mechanicznie lub chemicznie. Pierwsza metoda bada stany ciekłe. Tutaj pojawia się litosfera, astenosfera i mezosfera, rdzeń zewnętrzny i wewnętrzny. Ale metoda chemiczna, która odkryła skorupę, płaszcz i rdzeń, zyskała dużą popularność.

Rdzeń wewnętrzny jest stały, a rdzeń zewnętrzny jest płynny. Dolny płaszcz znajduje się pod silnym ciśnieniem i dlatego ma niższą lepkość niż górny płaszcz. Wszystkie różnice wynikają z procesów, które towarzyszą rozwojowi planet od 4,5 miliarda lat. Przyjrzyjmy się bliżej wewnętrznej strukturze Ziemi.

Kora

Jest to warstwa zewnętrzna, chłodzona i zamrożona. Rozciąga się na długości ponad 570 km i stanowi zaledwie 1% objętości planety.

Węższe części to skorupa oceaniczna leżąca u podstaw basenów oceanicznych (5–10 km), a gęstsze części to skorupa kontynentalna. Górna część płaszcza i skorupy ziemskiej to litosfera zajmująca 200 km. Większość skał powstała 100 milionów lat temu.

Górny płaszcz

Zajmuje 84% objętości i jest przeważnie stały, ale czasami zachowuje się jak lepka ciecz. Zaczyna się od „Powierzchni Mohorovicicia” – 7-35 km i pogłębia się do 410 km.

Ruch w płaszczu znajduje odzwierciedlenie w ruchu płyt tektonicznych. Proces ten napędzany jest ciepłem wydobywającym się z głębin. To właśnie prowadzi do trzęsień ziemi i powstawania pasm górskich.

Temperatura wzrasta o 500-900°C. Za strefę przejściową uważa się warstwę znajdującą się na głębokości 410–660 km.

Dolny płaszcz

Temperatura na głębokości 660-2891 km może sięgać 4000°C. Ale ciśnienie tutaj jest zbyt duże, więc lepkość i topnienie są ograniczone. Niewiele wiadomo na temat tej warstwy, ale uważa się, że jest ona jednorodna sejsmicznie.

Zewnętrzny rdzeń

Jest to płynna powłoka o grubości 2300 km i promieniu 3400 km. Tutaj gęstość jest znacznie większa – 9900-12200 kg/m3. Uważa się, że rdzeń składa się w 80% z żelaza, a także niklu i innych lekkich pierwiastków. Nie ma silnego nacisku, więc nie twardnieje, chociaż skład przypomina wewnętrzny rdzeń. Temperatura – 4030°C.

W ciekłym rdzeniu temperatura i turbulencje tworzą dynamo, które wpływa na pole magnetyczne.

Rdzeń wewnętrzny

Z jakich pierwiastków składa się jądro Ziemi? Jest reprezentowany przez żelazo i nikiel i obejmuje promień 1220 km. Gęstość - 12600-13000 kg/m3, co wskazuje na obecność ciężkich pierwiastków (platyna, złoto, pallad, wolfram i srebro).

Temperatura wzrasta tutaj do 5400°C. Dlaczego metale stałe pozostają płynne? Ponieważ temperatura topnienia jest niezwykle wysoka, podobnie jak ciśnienie. Wewnętrznie nie jest silnie połączona ze stałym płaszczem, dlatego uważa się, że obraca się szybciej niż sama planeta.

Istnieje również opinia, że jądro wewnętrzne również posiada warstwy oddzielone strefą przejściową o miąższości 250-400 km. Najniższa warstwa może mieć średnicę 1180 km. Naukowcy wskazują dynamikę, dzięki której rdzeń rozszerza się o 1 mm rocznie.

Jak widać, nasza planeta jest miejscem niesamowitym i pełnym tajemnic. Nadal zawiera ciepło zgromadzone miliardy lat temu. I to nie jest martwe ciało, ale dynamiczny obiekt, który ciągle się zmienia.

D.Yu. Pushcharovsky, Yu.M. Pushcharovsky (MSU nazwany na cześć M.V. Łomonosowa)

Skład i struktura głębokich skorup Ziemi w ostatnich dziesięcioleciach nadal pozostaje jednym z najbardziej intrygujących problemów współczesnej geologii. Liczba bezpośrednich danych na temat istoty głębokich stref jest bardzo ograniczona. Pod tym względem szczególne miejsce zajmuje kruszywo mineralne z rury kimberlitowej Lesotho (RPA), uznawane za przedstawiciela skał płaszczowych występujących na głębokości ~250 km. Rdzeń wydobyty z najgłębszej studni świata, odwierconej na Półwyspie Kolskim i osiągający poziom 12 262 m, znacznie rozszerzył naukowe pomysły na temat głębokich horyzontów skorupy ziemskiej - cienkiej warstwy przypowierzchniowej globu. Jednocześnie najnowsze dane z geofizyki i eksperymenty związane z badaniem przemian strukturalnych minerałów pozwalają już na symulowanie wielu cech struktury, składu i procesów zachodzących w głębi Ziemi, których znajomość przyczynia się do rozwiązania takie kluczowe problemy współczesnych nauk przyrodniczych, jak powstanie i ewolucja planety, dynamika skorupy i płaszcza ziemskiego, źródła surowców mineralnych, ocena ryzyka składowania odpadów niebezpiecznych na dużych głębokościach, zasoby energetyczne Ziemi itp.

Sejsmiczny model budowy Ziemi

Szeroki znana modelka wewnętrzną strukturę Ziemi (podział ją na jądro, płaszcz i skorupę) opracowali sejsmolodzy G. Jeffries i B. Gutenberg w pierwszej połowie XX wieku. Decydującym czynnikiem w tym przypadku było odkrycie gwałtownego spadku prędkości przejścia fal sejsmicznych wewnątrz kuli ziemskiej na głębokości 2900 km przy promieniu planety 6371 km. Prędkość przejścia podłużnych fal sejsmicznych bezpośrednio nad wskazaną granicą wynosi 13,6 km/s, a poniżej niej 8,1 km/s. To jest to granica płaszcza i rdzenia.

Odpowiednio promień rdzenia wynosi 3471 km. Górną granicę płaszcza stanowi sejsmiczna sekcja Mohorovicic ( Moho, M), zidentyfikowany przez jugosłowiańskiego sejsmologa A. Mohorovicica (1857-1936) już w 1909 roku. Oddziela skorupę ziemską od płaszcza. W tym momencie prędkości fal podłużnych przechodzących przez skorupę ziemską gwałtownie rosną z 6,7-7,6 do 7,9-8,2 km/s, ale dzieje się to na różnych poziomach głębokości. Pod kontynentami głębokość odcinka M (czyli podstawy skorupy ziemskiej) wynosi kilkadziesiąt kilometrów, a pod niektórymi strukturami górskimi (Pamir, Andy) może sięgać 60 km, natomiast pod basenami oceanicznymi, w tym wodą kolumna, głębokość wynosi tylko 10-12 km. Ogólnie rzecz biorąc, skorupa ziemska na tym schemacie wygląda jak cienka skorupa, podczas gdy płaszcz rozciąga się na głębokość do 45% promienia Ziemi.

Ale w połowie XX wieku do nauki weszły pomysły dotyczące bardziej szczegółowej głębokiej struktury Ziemi. Na podstawie nowych danych sejsmologicznych okazało się, że można podzielić rdzeń na wewnętrzny i zewnętrzny, a płaszcz na dolny i górny (ryc. 1). Model ten, który stał się powszechny, jest nadal używany. Zapoczątkował go australijski sejsmolog K.E. Bullena, który na początku lat 40. zaproponował schemat podziału Ziemi na strefy, które oznaczył literami: A – skorupa ziemska, B – strefa w przedziale głębokości 33–413 km, C – strefa 413–984 km, D - strefa 984-2898 km, D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (środek Ziemi). Strefy te różnią się charakterystyką sejsmiczną. Później podzielił strefę D na strefy D” (984–2700 km) i D” (2700–2900 km). Obecnie schemat ten uległ znacznej modyfikacji i w literaturze szeroko stosowana jest jedynie warstwa D”. główna cecha- zmniejszenie gradientów prędkości sejsmicznej w porównaniu z leżącym nad nimi obszarem płaszcza.

Ryż. 1. Schemat głębokiej budowy Ziemi

Im więcej badań sejsmologicznych prowadzi się, tym więcej pojawia się granic sejsmicznych. Za globalne uważa się granice 410, 520, 670, 2900 km, gdzie szczególnie zauważalny jest wzrost prędkości fal sejsmicznych. Wraz z nimi identyfikowane są granice pośrednie: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Dodatkowo istnieją wskazania od geofizyków o istnieniu granic 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. NI Pavlenkova niedawno zidentyfikowała granicę 100 jako granicę globalną, odpowiadającą dolnemu poziomowi podziału górnego płaszcza na bloki. Granice pośrednie mają różne rozkłady przestrzenne, co wskazuje na zmienność poprzeczną właściwości fizyczne szaty, od których zależą. Granice globalne reprezentują inną kategorię zjawisk. Odpowiadają one globalnym zmianom w środowisku płaszcza wzdłuż promienia Ziemi.

Do budowy modeli geologicznych i geodynamicznych wykorzystuje się wyznaczone globalne granice sejsmiczne, natomiast pośrednie w tym sensie nie cieszą się dotychczas niemal zainteresowaniem. Tymczasem różnice w skali i natężeniu ich manifestacji stwarzają empiryczną podstawę do hipotez dotyczących zjawisk i procesów zachodzących w głębinach planety.

Poniżej zastanowimy się, jak granice geofizyczne mają się do uzyskanych niedawno wyników zmian strukturalnych minerałów pod wpływem wysokich ciśnień i temperatur, których wartości odpowiadają warunkom panującym w głębinach Ziemi.

Problem składu, struktury i związków mineralnych głębokich skorup ziemskich lub geosfer jest oczywiście wciąż daleki od ostatecznego rozwiązania, ale nowe wyniki i pomysły eksperymentalne znacznie poszerzają i uszczegóławiają odpowiednie koncepcje.

Według współczesnych poglądów w składzie płaszcza dominuje stosunkowo niewielka grupa pierwiastków chemicznych: Si, Mg, Fe, Al, Ca i O. Proponowane modele składu geosfery opiera się przede wszystkim na różnicach w stosunkach tych pierwiastków (zmiany Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2P1,9), a także na różnicach w zawartości Al i niektórych innych pierwiastki rzadsze w głębokich skałach. Zgodnie ze składem chemicznym i mineralogicznym modele te otrzymały swoje nazwy: pirolit(główne minerały to oliwin, pirokseny i granat w proporcji 4:2:1), piklogityczny(głównymi minerałami są piroksen i granat, a udział oliwinu zmniejsza się do 40%) oraz eklogit, w którym obok charakterystycznego dla eklogitów związku piroksenowo-granatowego występują także minerały rzadsze, zwłaszcza cyjanit zawierający Al Al2SiO5 (do 10% wag.). Jednak wszystkie te modele petrologiczne dotyczą przede wszystkim skały górnego płaszcza, rozciągający się do głębokości ~ 670 km. W odniesieniu do składu masowego głębszych geosfer przyjmuje się jedynie, że stosunek tlenków pierwiastków dwuwartościowych (MO) do krzemionki (MO/SiO2) wynosi ~ 2 i jest bliższy oliwinowi (Mg, Fe)2SiO4 niż piroksenowi ( Mg, Fe)SiO3 i W minerałach dominują fazy perowskitowe (Mg, Fe)SiO3 o różnych zniekształceniach strukturalnych, magneziowüstyt (Mg, Fe)O o strukturze typu NaCl oraz kilka innych faz w znacznie mniejszych ilościach.

Wszystkie proponowane modele mają charakter bardzo ogólny i hipotetyczny. Zdominowany przez oliwin pirolityczny model górnego płaszcza sugeruje, że jest on znacznie bardziej podobny pod względem składu chemicznego do całego głębszego płaszcza. Wręcz przeciwnie, model piklogitowy zakłada istnienie pewnego kontrastu chemicznego pomiędzy górną częścią płaszcza a resztą płaszcza. Bardziej specyficzny model eklogitu pozwala na obecność pojedynczych soczewek i bloków eklogitu w górnym płaszczu.

Bardzo interesująca jest próba pogodzenia danych strukturalnych, mineralogicznych i geofizycznych związanych z górnym płaszczem. Od około 20 lat przyjmuje się, że wzrost prędkości fal sejsmicznych na głębokości ~410 km związany jest przede wszystkim ze strukturalną przemianą oliwinu a-(Mg, Fe)2SiO4 w wadsleyit b-(Mg, Fe)2SiO4 , któremu towarzyszy powstawanie gęstszej fazy o wyższych wartościach współczynnika sprężystości. Według danych geofizycznych na takich głębokościach we wnętrzu Ziemi prędkości fal sejsmicznych wzrastają o 3-5%, natomiast strukturalnej przemianie oliwinu w wadsleyit (zgodnie z wartościami ich modułów sprężystości) powinien towarzyszyć wzrost prędkości fal sejsmicznych o około 13%. Jednocześnie wyniki badań eksperymentalnych oliwinu i mieszanin oliwinowo-piroksenowych w wysokich temperaturach i ciśnieniach wykazały całkowitą zbieżność obliczonego i eksperymentalnego wzrostu prędkości fal sejsmicznych w zakresie głębokości 200-400 km. Ponieważ oliwin ma w przybliżeniu taką samą elastyczność jak jednoskośne pirokseny o dużej gęstości, dane te wskazywałyby na brak wysoce elastycznego granatu w strefie bazowej, którego obecność w płaszczu nieuchronnie spowodowałaby bardziej znaczący wzrost prędkości fal sejsmicznych. Jednak te wyobrażenia o płaszczu wolnym od granatów były sprzeczne z petrologicznymi modelami jego składu.

Tabela 1. Skład mineralny pirolitu (wg L. Liu, 1979)

W ten sposób zrodził się pomysł, że skok prędkości fal sejsmicznych na głębokości 410 km wiąże się głównie ze strukturalnym przegrupowaniem granatów piroksenowych w obrębie wzbogaconych w Na części górnego płaszcza. Model ten zakłada niemal całkowity brak konwekcji w górnym płaszczu, co jest sprzeczne ze współczesnymi koncepcjami geodynamicznymi. Przezwyciężenie tych sprzeczności można wiązać z zaproponowanym niedawno pełniejszym modelem górnego płaszcza, który pozwala na włączenie do struktury wadsleyitu atomów żelaza i wodoru.

Ryż. 2. Zmiana proporcji objętościowych minerałów pirolitu wraz ze wzrostem ciśnienia (głębokości) wg M. Akaogi (1997). Legenda minerały: Ol – oliwin, Gar – granat, Cpx – pirokseny jednoskośne, Opx – pirokseny ortorombowe, MS – „modyfikowany spinel”, czyli wadsleyit (b-(Mg, Fe)2SiO4), Sp – spinel, Mj – majorit Mg3 (Fe , Al, Si)2(SiO4)3, Mw - magneziowüstyt (Mg, Fe)O, Mg-Pv-Mg-perowskit, Ca-Pv-Ca-perowskit, X - domniemane fazy ściskające zawierające Al o strukturach takich jak ilmenit , Ca-ferryt i/lub hollandyt

O ile polimorficznemu przejściu oliwinu do wadsleyitu nie towarzyszy zmiana składu chemicznego, o tyle w obecności granatu zachodzi reakcja prowadząca do powstania wadsleyitu wzbogaconego w Fe w porównaniu do pierwotnego oliwinu. Co więcej, wadsleyit może zawierać znacznie więcej atomów wodoru w porównaniu do oliwinu. Udział atomów Fe i H w strukturze wadsleyytu prowadzi do zmniejszenia jego sztywności, a co za tym idzie, do zmniejszenia prędkości propagacji fal sejsmicznych przechodzących przez ten minerał.

Ponadto powstawanie wadsleyitu wzbogaconego w Fe sugeruje udział większej ilości oliwinu w odpowiedniej reakcji, czemu powinna towarzyszyć zmiana składu chemicznego skał w pobliżu sekcji 410. Pomysły na temat tych przemian potwierdzają współczesne, światowe dane sejsmiczne . Ogólnie skład mineralogiczny tej części górnego płaszcza wydaje się mniej więcej wyraźny. Jeśli mówimy o asocjacji minerałów pirolitowych (Tabela 1), to jej transformacja do głębokości ~800 km została zbadana wystarczająco szczegółowo i podsumowana na ryc. 2. W tym przypadku globalna granica sejsmiczna na głębokości 520 km odpowiada restrukturyzacji wadsleyitu b-(Mg, Fe)2SiO4 w ringwoodyt – g-modyfikacji (Mg, Fe)2SiO4 o strukturze spinelowej. Przemiana granatu piroksenowego (Mg, Fe)SiO3 Mg3(Fe, Al, Si)2Si3O12 zachodzi w górnym płaszczu na szerszym zakresie głębokości. Zatem cała stosunkowo jednorodna skorupa w promieniu 400-600 km górnego płaszcza zawiera głównie fazy o typach strukturalnych granatu i spinelu.

Wszystkie obecnie proponowane modele składu skał płaszczowych zakładają, że zawierają one Al2O3 w ilości ~4% wag. %, co wpływa także na specyfikę przekształceń strukturalnych. Należy zauważyć, że w niektórych obszarach niejednorodnego składu górnego płaszcza Al może być skoncentrowany w minerałach takich jak korund Al2O3 czy cyjanit Al2SiO5, który pod ciśnieniami i temperaturami odpowiadającymi głębokościom ~450 km ulega przemianie w korund i stiszowit – modyfikacja SiO2, struktury zawierającej szkielet oktaedrów SiO6. Obydwa te minerały zachowały się nie tylko w dolnym górnym płaszczu, ale także głębiej.

Najważniejszym składnikiem składu chemicznego strefy 400-670 km jest woda, której zawartość według niektórych szacunków wynosi ~0,1% wag. % i którego obecność jest kojarzona przede wszystkim z krzemianami Mg. Ilość wody zgromadzonej w tej skorupie jest tak duża, że na powierzchni Ziemi utworzyłaby ona warstwę o grubości 800 m.

Skład płaszcza poniżej granicy 670 km

Badania przemian strukturalnych minerałów prowadzone w ciągu ostatnich dwóch–trzech dekad przy użyciu wysokociśnieniowych kamer rentgenowskich umożliwiły modelowanie niektórych cech składu i struktury geosfer znajdujących się głębiej niż granica 670 km. W eksperymentach tych badany kryształ umieszcza się pomiędzy dwiema piramidami diamentowymi (kowadłami), których ściskanie powoduje powstanie ciśnienia porównywalnego z ciśnieniem wewnątrz płaszcza i jądra Ziemi. Jednak nadal pozostaje wiele pytań dotyczących tej części płaszcza, która zajmuje ponad połowę wnętrza Ziemi. Obecnie większość badaczy zgadza się z poglądem, że cały ten głęboki (dolny w tradycyjnym rozumieniu) płaszcz składa się głównie z fazy perowskitopodobnej (Mg,Fe)SiO3, która stanowi około 70% jego objętości (40% objętości całej Ziemi) i magneziowustyt (Mg, Fe)O (~20%). Pozostałe 10% to fazy stiszowitowe i tlenkowe zawierające Ca, Na, K, Al i Fe, których krystalizacja jest dozwolona w typach strukturalnych ilmenit-korund (roztwór stały (Mg, Fe)SiO3-Al2O3), perowskit sześcienny (CaSiO3) i kaweryt (NaAlSiO4). Powstawanie tych związków wiąże się z różnymi przemianami strukturalnymi minerały górnego płaszcza. W tym przypadku jedna z głównych faz mineralnych stosunkowo jednorodnej muszli zalegającej na głębokościach 410-670 km, ringwoodyt spinelopodobny, ulega przekształceniu w asocjację (Mg, Fe)-perowskitu i Mg-wüstytu na poziomie granicę 670 km, gdzie ciśnienie wynosi ~24 GPa. Kolejny ważny składnik strefy przejściowej, przedstawiciel rodziny granatów, pirop Mg3Al2Si3O12, ulega przemianie z utworzeniem ortorombowego perowskitu (Mg, Fe)SiO3 i stałego roztworu korundowo-ilmenitu (Mg, Fe)SiO3 - Al2O3 w nieco wyższe ciśnienia. Przejście to wiąże się ze zmianą prędkości fal sejsmicznych na granicy 850-900 km, odpowiadającej jednej z pośrednich granic sejsmicznych. Przemiana Ca-granatu andradytu przy niższych ciśnieniach ~21 GPa prowadzi do powstania kolejnego ważnego składnika wspomnianego dolnego płaszcza – sześciennego Ca-perowskitu CaSiO3. Stosunek polarny pomiędzy głównymi minerałami tej strefy (Mg,Fe)-perowskitem (Mg,Fe)SiO3 i Mg-wüstytem (Mg,Fe)O zmienia się w dość szerokich granicach i na głębokości ~1170 km przy ciśnieniu ~29 GPa i temperatury 2000-2800 0C wahają się od 2:1 do 3:1.

Wyjątkowa stabilność MgSiO3 o strukturze typu ortorombowego perowskitu w szerokim zakresie ciśnień odpowiadających głębokościom dolnego płaszcza pozwala uznać go za jeden z głównych składników tej geosfery. Podstawą do tego wniosku były doświadczenia, w których próbki Mg-perowskitu MgSiO3 poddano działaniu ciśnienia 1,3 miliona razy wyższego od ciśnienia atmosferycznego, a jednocześnie próbkę umieszczoną pomiędzy kowadłami diamentowymi poddano działaniu wiązki lasera o temperaturze około 2000 0C.

W ten sposób symulowaliśmy warunki panujące na głębokości ~2800 km, czyli w pobliżu dolnej granicy dolnego płaszcza. Okazało się, że ani w trakcie, ani po doświadczeniu minerał nie zmienił swojej struktury i składu. Tym samym L. Liu, a także E. Nittle i E. Jeanloz doszli do wniosku, że stabilność Mg-perowskitu pozwala uważać go za najpowszechniejszy minerał na Ziemi, stanowiący najwyraźniej prawie połowę jego masy.

Nie mniej stabilny jest wustyt FexO, którego skład w warunkach dolnego płaszcza charakteryzuje się wartością współczynnika stechiometrycznego x< 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe2+ и Fe3+. При этом, согласно экспериментальным данным, температура плавления вюстита на границе нижней мантии и слоя D", по данным Р. Болера (1996), оценивается в ~5000 K, что намного выше 3800 0С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0С). Таким образом, вюстит должен сохраниться на этом рубеже в твердом состоянии, а признание фазового контраста между твердой нижней мантией и жидким внешним ядром требует более гибкого подхода и уж во всяком случае не означает четко очерченной границы между ними.

Należy zauważyć, że dominujące na dużych głębokościach fazy perowskitopodobne mogą zawierać bardzo ograniczoną ilość Fe, a zwiększone stężenia Fe wśród minerałów głębokiego asocjacji są charakterystyczne tylko dla magneziowüstytu. Jednocześnie dla magneziowüstitu możliwość przejścia pod wpływem wysokich ciśnień części zawartego w nim żelaza dwuwartościowego w żelazo trójwartościowe pozostające w strukturze minerału, z jednoczesnym uwolnieniem odpowiedniej ilości żelaza obojętnego , zostało udowodnione. Na podstawie tych danych pracownicy laboratorium geofizycznego Instytutu Carnegie H. Mao, P. Bell i T. Yagi wysunęli nowe pomysły dotyczące różnicowania materii w głębinach Ziemi. W pierwszym etapie, na skutek niestabilności grawitacyjnej, magneziowüstytu opada na głębokość, gdzie pod wpływem ciśnienia uwalnia się z niego część żelaza w postaci obojętnej. Resztkowy magneziowüstyt, charakteryzujący się mniejszą gęstością, unosi się do górnych warstw, gdzie ponownie miesza się z fazami perowskitowymi. Kontakt z nimi towarzyszy przywróceniu stechiometrii (czyli całkowitego stosunku pierwiastków we wzorze chemicznym) magneziowüstytu i prowadzi do możliwości powtórzenia opisanego procesu. Nowe dane pozwalają nam nieco rozszerzyć zbiór pierwiastków chemicznych prawdopodobnych dla głębokiego płaszcza. Przykładowo stabilność magnezytu przy ciśnieniach odpowiadających głębokościom ~900 km, potwierdzona przez N. Rossa (1997), wskazuje na możliwą obecność węgla w jego składzie.

Identyfikacja poszczególnych pośrednich granic sejsmicznych położonych poniżej linii 670 koreluje z danymi dotyczącymi przekształceń strukturalnych minerały płaszcza, których formy mogą być bardzo różnorodne. Ilustracją zmian wielu właściwości różnych kryształów przy wysokich wartościach parametrów fizykochemicznych odpowiadających głębokiemu płaszczowi może być, zdaniem R. Jeanloza i R. Hazena, restrukturyzacja wiązań jonowo-kowalencyjnych wustytu zarejestrowana podczas eksperymentów pod ciśnieniami wynoszącej 70 gigapaskali (GPa) (~1700 km) ze względu na metaliczny typ interakcji międzyatomowych. Znak 1200 może odpowiadać przemianie SiO2 o strukturze stiszowitu w typ strukturalny CaCl2 (ortorombowy analog rutylu TiO2), przewidywanej na podstawie teoretycznych obliczeń mechaniki kwantowej i następnie modelowanej przy ciśnieniu ~45 GPa i temperaturze ~2000 0C i 2000 km - do jego późniejszej przemiany w fazę o strukturze pośredniej pomiędzy a-PbO2 i ZrO2, charakteryzującą się gęstszym upakowaniem oktaedrów krzemowo-tlenowych (dane za L.S. Dubrovinsky i in.). Również począwszy od tych głębokości (~2000 km) przy ciśnieniach 80-90 GPa dopuszcza się rozkład perowskitu MgSiO3, któremu towarzyszy wzrost zawartości peryklazy MgO i wolnej krzemionki. Przy nieco wyższym ciśnieniu (~96 GPa) i temperaturze 800 0C stwierdzono przejaw politypii w FeO, związany z tworzeniem się fragmentów strukturalnych takich jak nikiel NiAs, na przemian z domenami antyniklowymi, w których znajdują się atomy Fe znajdują się w pozycjach atomów As, a atomy O w pozycjach atomów Ni. W pobliżu granicy D następuje przemiana Al2O3 o strukturze korundu w fazę o strukturze Rh2O3, modelowana eksperymentalnie przy ciśnieniach ~100 GPa, czyli na głębokości ~2200-2300 km, metodą spektroskopii Mössbauera na przy tym samym ciśnieniu uzasadnione jest przejście ze stanu wysokospinowego (HS) do stanu niskospinowego (LS) atomów Fe w strukturze magneziowüstytu, czyli zmiana ich struktury elektronowej. W tym względzie należy podkreślić, że strukturę wustytu FeO pod wysokim ciśnieniem charakteryzuje niestechiometria składu, defekty upakowania atomowego, politypia, a także zmiana uporządkowania magnetycznego związana ze zmianą struktury elektronowej (HS => przejście LS) atomów Fe. Odnotowane cechy pozwalają uznać wustyt za jeden z najbardziej złożonych minerałów o niezwykłych właściwościach, które decydują o specyfice wzbogaconych w niego głębokich stref Ziemi w pobliżu granicy D.

Ryż. 3. Tetragonalna struktura możliwego składnika Fe7S wewnętrznego (stałego) rdzenia, wg D.M. do Shermana (1997)

Pomiary sejsmologiczne wskazują, że zarówno jądro wewnętrzne (stałe), jak i zewnętrzne (płynne) Ziemi charakteryzują się mniejszą gęstością w porównaniu do wartości uzyskanej na podstawie modelu rdzenia składającego się wyłącznie z metalicznego żelaza przy tych samych parametrach fizykochemicznych. Większość badaczy wiąże ten spadek gęstości z obecnością w rdzeniu pierwiastków takich jak Si, O, S, a nawet O, które tworzą stopy z żelazem. Do faz prawdopodobnych dla takich „faustowskich” warunków fizykochemicznych (ciśnienie ~250 GPa i temperatura 4000-6500 0C) należą Fe3S o dobrze znanym typie strukturalnym Cu3Au oraz Fe7S, którego budowę pokazano na ryc. 3. Kolejną fazą spodziewaną w rdzeniu jest b-Fe, którego budowa charakteryzuje się czterowarstwowym ścisłym upakowaniem atomów Fe. Temperaturę topnienia tej fazy szacuje się na 5000 0C przy ciśnieniu 360 GPa. Obecność wodoru w rdzeniu od dawna jest przedmiotem dyskusji ze względu na jego niską rozpuszczalność w żelazie pod ciśnieniem atmosferycznym. Jednakże ostatnie eksperymenty (dane J. Beddinga, H. Mao i R. Hamleya (1992)) wykazały, że wodorek żelaza FeH może tworzyć się w wysokich temperaturach i ciśnieniach i jest stabilny przy ciśnieniach przekraczających 62 GPa, co odpowiada głębokości ~1600 km. Pod tym względem obecność znacznych ilości (do 40% mol.%) wodór w rdzeniu jest w miarę akceptowalny i zmniejsza jego gęstość do wartości zgodnych z danymi sejsmologicznymi.

Można przewidywać, że nowe dane dotyczące zmian strukturalnych faz mineralnych na dużych głębokościach pozwolą na odpowiednią interpretację innych ważnych granic geofizycznych zarejestrowanych we wnętrzu Ziemi. Ogólny wniosek jest taki, że na globalnych granicach sejsmicznych, takich jak 410 i 670 km, zachodzą znaczące zmiany skład mineralny skały płaszczowe. Przemiany mineralne obserwuje się także na głębokościach ~850, 1200, 1700, 2000 i 2200-2300 km, czyli w obrębie dolnego płaszcza. Jest to bardzo istotna okoliczność, która pozwala porzucić ideę jego jednorodnej struktury.

XX wieku badania sejsmologiczne z wykorzystaniem metod podłużnych i poprzecznych fal sejsmicznych, zdolnych przeniknąć przez całą objętość Ziemi, a zatem nazywanych wolumetrycznymi w przeciwieństwie do powierzchniowych, rozłożonych tylko na jej powierzchni, okazały się były na tyle znaczące, że umożliwiły sporządzenie map anomalii sejsmicznych dla różnych poziomów planety. Zasadnicze prace w tym obszarze przeprowadził amerykański sejsmolog A. Dziewonski i jego współpracownicy.

Na ryc. Na ryc. 4 przedstawiono przykłady podobnych map z serii opublikowanej w 1994 r., choć pierwsze publikacje ukazały się 10 lat wcześniej. W pracy przedstawiono 12 map głębokich odcinków Ziemi w zakresie od 50 do 2850 km, czyli obejmujących praktycznie cały płaszcz. Na tych najciekawsze mapyŁatwo zauważyć, że układ sejsmiczny na różnych poziomach głębokości jest inny. Widać to po obszarach i konturach rozmieszczenia obszary anomalne sejsmiczne, specyfika przejść między nimi i ogólnie ogólny wygląd kart. Niektóre z nich wyróżniają się dużym zróżnicowaniem i kontrastem w rozmieszczeniu obszarów o różnych prędkościach fal sejsmicznych (rys. 5), inne zaś wykazują między nimi płynniejsze i prostsze zależności.

W tym samym roku 1994 ukazała się podobna praca japońskich geofizyków. Zawiera 14 map dla poziomów od 78 do 2900 km. Obie serie map wyraźnie pokazują heterogeniczność Pacyfiku, który choć zmienia się w zarysie, można prześledzić aż do jądra Ziemi. Poza tą dużą heterogenicznością obraz sejsmiczny staje się bardziej złożony i zmienia się znacząco przy przechodzeniu z jednego poziomu na drugi. Ale niezależnie od tego, jak znacząca jest różnica między tymi mapami, między niektórymi z nich istnieją podobieństwa. Wyrażają się one w pewnym podobieństwie w przestrzennym rozmieszczeniu dodatnich i ujemnych anomalii sejsmicznych, a ostatecznie w ogólnych cechach głębokiej struktury sejsmicznej. Umożliwia to grupowanie takich map, co pozwala na identyfikację powłok śródpłaszczowych o różnym wyglądzie sejsmicznym. I taka praca została wykonana. Na podstawie analizy map japońskich geofizyków okazało się, że można zaproponować znacznie bardziej szczegółowe struktura płaszcza Ziemi, pokazany na ryc. 5 w porównaniu z tradycyjnym modelem muszli ziemskich.

Dwa przepisy są zasadniczo nowe:

Jak proponowane granice głębokich geosfer mają się do granic sejsmicznych wcześniej wyizolowanych przez sejsmologów? Z porównania wynika, że dolna granica płaszcza środkowego koreluje ze znakiem z 1700 r., którego globalne znaczenie jest w pracy podkreślone. Jego górna granica odpowiada w przybliżeniu 800-900. Dotyczy to górnego płaszcza, ale nie ma tu żadnych rozbieżności: jego dolną granicę reprezentuje linia 670, a górną – linia Mohorovicica. Zwróćmy szczególną uwagę na niepewność górnej granicy dolnego płaszcza. W toku dalszych badań może okazać się, że niedawno zaplanowane granice sejsmiczne z lat 1900 i 2000 pozwolą na dokonanie korekty jego mocy. Wyniki porównania wskazują zatem na słuszność zaproponowanego nowego modelu struktury płaszcza.

Wniosek

Badanie głębokiej struktury Ziemi jest jedną z największych i najbardziej istotnych dziedzin nauk geologicznych. Nowy rozwarstwienie płaszcza Ziemia pozwala nam podejść do złożonego problemu głębokiej geodynamiki znacznie mniej schematycznie niż dotychczas. Różnica w charakterystyce sejsmicznej skorup ziemskich ( geosfery), odzwierciedlając różnicę w ich właściwościach fizycznych i składzie mineralnym, stwarza możliwości modelowania procesów geodynamicznych w każdym z nich z osobna. Geosfery w tym sensie, jak jest teraz całkowicie jasne, mają pewną autonomię. Jednak ten niezwykle ważny temat wykracza poza zakres tego artykułu. Znacznie bardziej uzasadnione konstrukcje dotyczące składu, budowy, geodynamiki i ewolucji Ziemi jako całości będą zależeć od dalszego rozwoju tomografii sejsmicznej, a także niektórych innych badań geofizycznych, a także badania składu mineralnego i chemicznego Ziemi. otchłań.

Bibliografia

Geoczasy. 1994. tom. 39, N 6. s. 13-15.

Ross A. Przebudowa płaszcza ziemi // Natura. 1997. Cz. 385, N 6616. s. 490.

Thompson A.B. Woda w górnym płaszczu Ziemi // Natura. 1992. tom. 358, N 6384. s. 295-302.

Pushcharovsky D.Yu. Głębokie minerały Ziemi // Natura. 1980. N 11. s. 119-120.

Su W., Woodward R.L., Dziewonski A.M. Stopień 12 Model niejednorodności prędkości ścinania w płaszczu // J. Geophys. Rozdzielczość 1994. tom. 99, N B4. Str. 6945-6980.

J. Geol. Towarzystwo Japonia. 1994. tom. 100, N 1. s. VI-VII.

Pushcharovsky Yu.M. Tomografia sejsmiczna i budowa płaszcza: Perspektywa tektoniczna // Raporty Akademii Nauk. 1996. T. 351, N 6. s. 805-809.

D.Yu. Pushcharovsky, Yu.M. Pushcharovsky (MSU nazwany na cześć M.V. Łomonosowa)

Sejsmiczny model budowy Ziemi

Powszechnie znany model wewnętrznej budowy Ziemi (podziału ją na jądro, płaszcz i skorupę) opracowali sejsmolodzy G. Jeffries i B. Gutenberg w pierwszej połowie XX wieku. Decydującym czynnikiem w tym przypadku było odkrycie gwałtownego spadku prędkości przejścia fal sejsmicznych wewnątrz kuli ziemskiej na głębokości 2900 km przy promieniu planety 6371 km. Prędkość przejścia podłużnych fal sejsmicznych bezpośrednio nad wskazaną granicą wynosi 13,6 km/s, a poniżej niej 8,1 km/s. To jest to granica płaszcza i rdzenia.

Ale w połowie XX wieku do nauki weszły pomysły dotyczące bardziej szczegółowej głębokiej struktury Ziemi. Na podstawie nowych danych sejsmologicznych okazało się, że można podzielić rdzeń na wewnętrzny i zewnętrzny, a płaszcz na dolny i górny (ryc. 1). Model ten, który stał się powszechny, jest nadal używany. Zapoczątkował go australijski sejsmolog K.E. Bullena, który na początku lat 40. zaproponował schemat podziału Ziemi na strefy, które oznaczył literami: A – skorupa ziemska, B – strefa w przedziale głębokości 33–413 km, C – strefa 413–984 km, D - strefa 984-2898 km, D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (środek Ziemi). Strefy te różnią się charakterystyką sejsmiczną. Później podzielił strefę D na strefy D” (984–2700 km) i D” (2700–2900 km). Obecnie schemat ten został znacznie zmodyfikowany i w literaturze szeroko stosowana jest jedynie warstwa D”. Jej główną cechą jest zmniejszenie gradientów prędkości sejsmicznej w porównaniu z leżącym nad nią obszarem płaszcza.

Ryż. 1. Schemat głębokiej budowy Ziemi

Im więcej badań sejsmologicznych prowadzi się, tym więcej pojawia się granic sejsmicznych. Za globalne uważa się granice 410, 520, 670, 2900 km, gdzie szczególnie zauważalny jest wzrost prędkości fal sejsmicznych. Wraz z nimi identyfikowane są granice pośrednie: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Dodatkowo istnieją wskazania od geofizyków o istnieniu granic 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. NI Pavlenkova niedawno zidentyfikowała granicę 100 jako granicę globalną, odpowiadającą dolnemu poziomowi podziału górnego płaszcza na bloki. Granice pośrednie mają różne rozkłady przestrzenne, co wskazuje na boczną zmienność właściwości fizycznych płaszcza, od których zależą. Granice globalne reprezentują inną kategorię zjawisk. Odpowiadają one globalnym zmianom w środowisku płaszcza wzdłuż promienia Ziemi.

Krzemianowa skorupa Ziemi, jej płaszcz, znajduje się pomiędzy podstawą skorupy ziemskiej a powierzchnią jądra Ziemi na głębokości około 2900 km. Zazwyczaj według danych sejsmicznych płaszcz dzieli się na górną (warstwa B) do głębokości 400 km, przejściową warstwę Golicyna (warstwa C) w zakresie głębokości 400-1000 km i dolny płaszcz (warstwa D) z bazą na głębokości około 2900 km. Pod oceanami w górnym płaszczu znajduje się także warstwa o zmniejszonych prędkościach propagacji fal sejsmicznych – falowód Gutenberga, zwykle utożsamiany z astenosferą Ziemi, w której materiał płaszcza znajduje się w stanie częściowo stopionym. Pod kontynentami strefa małych prędkości z reguły nie jest wyodrębniona lub jest słabo wyrażona.

Górny płaszcz zwykle obejmuje podskorupowe części płyt litosferycznych, w których materiał płaszcza jest chłodzony i całkowicie krystalizowany. Pod oceanami grubość litosfery waha się od zera w strefach ryftów do 60-70 km pod basenami głębinowymi oceanów. Pod kontynentami grubość litosfery może osiągnąć 200-250 km.

Nasze informacje na temat budowy płaszcza i jądra Ziemi, a także stanu materii w tych geosferach uzyskujemy głównie z obserwacji sejsmologicznych, poprzez interpretację hodografów fal sejsmicznych z uwzględnieniem znanych równań hydrostatycznych, które wiążą gradienty gęstości i wartości prędkości propagacji fal podłużnych i poprzecznych w ośrodku. Technika ta została opracowana przez znanych geofizyków G. Jeffriesa, B. Gutenberga, a zwłaszcza K. Bullena już w połowie lat 40. XX wieku, a następnie znacznie udoskonalona przez K. Bullena i innych sejsmologów. Rozkłady gęstości w płaszczu zbudowanym tą metodą dla kilku najpopularniejszych modeli Ziemi w porównaniu z danymi dotyczącymi udarowego ściskania krzemianów (model NS-1) przedstawiono na rys. 10.

Rysunek 10.
1 - model Naimarka-Sorochtina (1977a); 2 - model Bullena A1 (1966); 3 – model Żarkowa „Ziemia-2” (Zharkov i in., 1971); 4 - przeliczenie danych Pankowa i Kalinina (1975) na temat składu lherzolitów o adiabatycznym rozkładzie temperatur.

Jak widać na rysunku, gęstość górnego płaszcza (warstwa B) wzrasta wraz z głębokością od 3,3-3,32 do około 3,63-3,70 g/cm 3 na głębokości około 400 km. Ponadto w warstwie przejściowej Golicyna (warstwa C) gradient gęstości gwałtownie wzrasta i gęstość wzrasta do 4,55-4,65 g/cm 3 na głębokości 1000 km. Warstwa Golicyna stopniowo przechodzi w dolny płaszcz, którego gęstość płynnie (zgodnie z prawem liniowym) wzrasta do 5,53-5,66 g/cm 3 na głębokości jej podstawy około 2900 km.

Wzrost gęstości płaszcza wraz z głębokością tłumaczy się zagęszczaniem jego substancji pod wpływem stale rosnącego ciśnienia leżących nad nim warstw płaszcza, osiągając u podstawy płaszcza wartości 1,35-1,40 Mbar. Szczególnie zauważalne zagęszczenie krzemianów materiału płaszcza występuje w przedziale głębokości 400-1000 km. Jak pokazał A. Ringwood, to właśnie na tych głębokościach wiele minerałów ulega przemianom polimorficznym. W szczególności najpowszechniejszy minerał w płaszczu, oliwin, nabiera krystalicznej struktury spinelu, a pirokseny uzyskują ilmenit, a następnie gęstą strukturę perowskitu. Na jeszcze większych głębokościach większość krzemianów, z możliwym wyjątkiem enstatytu, rozkłada się na proste tlenki z najgęstszym upakowaniem atomów w odpowiednich krystalitach.

Fakty dotyczące ruchu płyt litosferycznych i dryfu kontynentalnego przekonująco wskazują na istnienie intensywnych ruchów konwekcyjnych w płaszczu, które wielokrotnie mieszały całą materię tej geosfery podczas życia Ziemi. Z tego możemy wywnioskować, że skład zarówno górnego, jak i dolnego płaszcza jest średnio taki sam. Jednak skład górnego płaszcza można z pewnością określić na podstawie znalezisk ultramaficznych skał skorupy oceanicznej i składu kompleksów ofiolitów. Badając ofiolity pasów fałdowanych i bazalty wysp oceanicznych, A. Ringwood już w 1962 roku zaproponował hipotetyczny skład górnego płaszcza, który nazwał pirolitem, otrzymany przez zmieszanie trzech części perydotytu typu alpejskiego – Habsburgitu z jedną częścią bazaltu hawajskiego. Pirolit Ringwooda ma skład zbliżony do lherzolitów oceanicznych szczegółowo zbadanych przez L.V. Dmitriew (1969, 1973). Jednak w przeciwieństwie do pirolitu, lherzolit oceaniczny nie jest hipotetyczną mieszaniną skał, ale prawdziwą skałą płaszcza, która wyrosła z płaszcza w strefach ryftów Ziemi i jest odsłonięta uskokami transformacyjnymi w pobliżu tych stref. Ponadto L.V. Dmitriev wykazał komplementarność bazaltów oceanicznych i restytów (pozostałości po wytopie bazaltów) harzburgitów w stosunku do lherzolitów oceanicznych, udowadniając w ten sposób prymat lherzolitów, z których w konsekwencji wytapiane są bazalty toleiityczne grzbietów śródoceanicznych i zachowały się w pozostałej części restytu harzburgitowego. Zatem najbliższa zgodność składu górnego płaszcza, a zatem całego płaszcza, odpowiada lherzolitowi oceanicznemu opisanemu przez L.V. Dmitriewa, którego skład podano w tabeli. 1.

Tabela 1. Skład współczesnej Ziemi i pierwotnej materii ziemskiej
Według A. B. Ronova i A. A. Yaroshevsky’ego (1976); (2) Nasz model wykorzystujący dane L. V. Dmitrieva (1973) i A. Ringwooda (Ringwood, 1966); (3) H. Urey, H. Craig (1953); (4) Florensky K.P., Bazilevsky F.T. i in., 1981.

Tlenki	Skład skorupy kontynentalnej (1)	Modelowy skład płaszcza Ziemi (2)	Modelowy skład jądra Ziemi	Skład pierwotnej materii Ziemi (obliczenia)	Przeciętny skład chondrytów (3)	Przeciętny skład chondrytów węglowych (4)
SiO2	59,3	45,5	—	30,78	38,04	33,0
TiO2	0,7	0,6	—	0,41	0,11	0,11
Al2O3	15,0	3,67	—	2,52	2,50	2,53
Fe2O3	2,4	4,15	—	—	—	—
FeO	5,6	4,37	49,34	22,76	12,45	22,0
MnO	0,1	0,13	—	0,09	0,25	0,24
MgO	4,9	38,35	—	25,77	23,84	23,0
CaO	7,2	2,28	—	1,56	1,95	2,32
Na2O	2,5	0,43	—	0,3	0,95	0,72
K2O	2,1	0,012	—	0,016	0,17	—
Cr2O3	—	0,41	—	0,28	0,36	0,49
P2O5	0,2	—	—	—	—	0,38
NiO	—	0,1	—	0,07	—	—
FeS	—	—	6,69	2,17	5,76	13,6
Fe	—	—	43,41	13,1	11,76	—
Ni	—	—	0,56	0,18	1,34	—
Suma	100,0	100,0	100,0	100,0	99,48	98,39

Ponadto rozpoznanie istnienia ruchów konwekcyjnych w płaszczu pozwala określić jego reżim temperaturowy, gdyż podczas konwekcji rozkład temperatur w płaszczu powinien być zbliżony do adiabatycznego, tj. do takiego, w którym nie ma wymiany ciepła pomiędzy sąsiednimi objętościami płaszcza, związanej z przewodnością cieplną substancji. W tym przypadku utrata ciepła z płaszcza następuje tylko w jego górnej warstwie - przez litosferę Ziemi, w której rozkład temperatur jest już znacznie różni się od adiabatycznego. Ale adiabatyczny rozkład temperatury można łatwo obliczyć na podstawie parametrów materiału płaszcza.

Aby przetestować hipotezę o jednolitym składzie górnego i dolnego płaszcza, obliczono gęstość lherzolitu oceanicznego powstałego w uskoku transformacyjnym grzbietu Carlsberg na Oceanie Indyjskim, stosując metodę kompresji uderzeniowej krzemianów do ciśnień około 1,5 Mbar. Do takiego „eksperymentu” wcale nie jest konieczne ściskanie samej próbki skały do tak wysokich ciśnień, wystarczy znajomość jej składu chemicznego i wyników przeprowadzonych wcześniej eksperymentów dotyczących kompresji uderzeniowej poszczególnych tlenków skałotwórczych. Wyniki takich obliczeń, wykonanych dla adiabatycznego rozkładu temperatury w płaszczu, porównano ze znanymi rozkładami gęstości w tej samej geosferze, ale uzyskanymi z danych sejsmologicznych (por. rys. 10). Jak widać z powyższego porównania, rozkład gęstości lherzolitu oceanicznego przy wysokich ciśnieniach i temperaturach adiabatycznych jest dobrze zbliżony do rzeczywistego rozkładu gęstości w płaszczu, uzyskanego z całkowicie niezależnych danych. Świadczy to o realności założeń dotyczących składu lherzolitowego całego płaszcza (górnego i dolnego) oraz adiabatycznego rozkładu temperatur w tej geosferze. Znając rozkład gęstości materii w płaszczu, można obliczyć jej masę: okazuje się, że jest ona równa (4,03-4,04) × 10 2 g, co stanowi 67,5% całkowitej masy Ziemi.

U podstawy dolnego płaszcza znajduje się kolejna warstwa płaszcza o grubości około 200 km, zwykle oznaczona symbolem D’’, w której zmniejszają się gradienty prędkości propagacji fal sejsmicznych i wzrasta tłumienie fal poprzecznych. Ponadto na podstawie analizy dynamicznych cech propagacji fal odbitych od powierzchni jądra Ziemi, I.S. Berzon i jej współpracownicy (1968, 1972) zdołali zidentyfikować cienką warstwę przejściową pomiędzy płaszczem a jądrem, o grubości około 20 km, którą nazwaliśmy warstwą Berzona, w której prędkość fal poprzecznych w dolnej połowie maleje wraz z głębokością z 7,3 km/s do prawie zera. Spadek prędkości fal poprzecznych można wytłumaczyć jedynie zmniejszeniem wartości modułu sztywności, a co za tym idzie spadkiem współczynnika lepkości efektywnej substancji w tej warstwie.

Sama granica przejścia od płaszcza do jądra Ziemi pozostaje dość ostra. Sądząc po natężeniu i widmie fal sejsmicznych odbitych od powierzchni rdzenia, grubość takiej warstwy granicznej nie przekracza 1 km.

PYTANIE nr 5

Płaszcz i jądro Ziemi. Struktura, moc, stan fizyczny i skład. Korelacja pojęć „skorupa ziemska”, „litosfera”, „tektonosfera”.

Płaszcz:

Poniżej skorupy ziemskiej znajduje się kolejna warstwa, tzw płaszcz. Otacza jądro planety i ma prawie trzy tysiące kilometrów grubości. Struktura płaszcza Ziemi jest bardzo złożona i dlatego wymaga szczegółowych badań.

Nazwa tej muszli (geosfera) pochodzi od greckiego słowa oznaczającego płaszcz lub koc. W rzeczywistości, płaszcz, jakby koc otulał rdzeń. Stanowi około 2/3 masy Ziemi i około 83% jej objętości.

Temperatura powłoki nie przekracza 2500 stopni Celsjusza. Składa się z płaszcz ze stałych substancji krystalicznych (ciężkie minerały bogate w żelazo i magnez). Jedynym wyjątkiem jest astenosfera, który jest w stanie półstopionym.

Budowa płaszcza Ziemi:

Geosfera składa się z następujących części:

· płaszcz górny o grubości 800-900 km;

· astenosfera;

· dolny płaszcz o grubości około 2000 km.

Górny płaszcz:

Część skorupy znajdująca się pod skorupą ziemską i wchodząca do litosfery. Z kolei dzieli się na astenosferę i warstwę Golicyny, która charakteryzuje się intensywnym wzrostem prędkości fal sejsmicznych. Ten stały składnik płaszcza wraz ze skorupą ziemską tworzy rodzaj twardej skorupy Ziemi, zwana litosferą .

Ta część płaszcza Ziemi wpływa na procesy takie jak ruchy tektoniczne płyt, metamorfizm i magmatyzm. Warto zaznaczyć, że jego budowa różni się w zależności od tego, pod jakim obiektem tektonicznym się znajduje.

Astenosfera:

Nazwa środkowej warstwy skorupy jest tłumaczona z języka greckiego jako „słaba kula”. Geosfera, która zaliczana jest do górnej części płaszcza i czasami dzieli się na odrębną warstwę, charakteryzuje się zmniejszoną twardością, wytrzymałością i lepkością.

Górna granica astenosfery znajduje się zawsze poniżej skrajnej linii skorupy ziemskiej: pod kontynentami - na głębokości 100 km, pod dnem morskim - 50 km.

Jej dolna linia znajduje się na głębokości 250-300 km.

Astenosfera jest głównym źródłem magmy na planecie, a ruch materii amorficznej i plastycznej jest uważany za przyczynę ruchów tektonicznych w płaszczyźnie poziomej i pionowej, magmatyzmu i metamorfizmu skorupy ziemskiej.

Dolny płaszcz:

Naukowcy niewiele wiedzą o dolnej części płaszcza. Uważa się, że na granicy z jądrem znajduje się specjalna warstwa D, przypominająca astenosferę. Jest inny wysoka temperatura(ze względu na bliskość gorącego rdzenia) i niejednorodność substancji. Skład masy obejmuje żelazo i nikiel.

Pod najniższą warstwą płaszcza, na głębokości około 2900 km, znajduje się kolejny obszar graniczny, w którym fale sejsmiczne radykalnie zmieniają swój sposób propagacji. Poprzeczne fale sejsmiczne w ogóle się tu nie propagują, co świadczy o zmianie składu jakościowego substancji tworzącej warstwę przyścienną.

Tutaj leży granica pomiędzy płaszczem a jądrem Ziemi.

Skład płaszcza:

Powstała geosfera występują skały oliwinowe i ultramaficzne (perydotyty, perowskity, dunity), ale występują także skały maficzne (eklogity). Ustalono, że muszla zawiera rzadkie odmiany, które nie występują w skorupie ziemskiej (grospidyty, perydotyty flogopitowe, karbonatyty).

Jeśli mowa o skład chemiczny , wówczas płaszcz zawiera w różnym stężeniu: tlen, magnez, krzem, żelazo, glin, wapń, sód i potas, a także ich tlenki.

Moc:

Grubość płaszcza Ziemi wynosi: 2800 km.

Rdzeń:

Istnienie jądra naszej planety odkryto już w 1936 roku, do tej pory niewiele wiadomo na temat jego składu i struktury.

Głębokość występowania - 2900 km. Średni promień kuli wynosi 3500 km.

Temperatura na powierzchni stałego jądra Ziemi przypuszczalnie sięga 5960±500°C, w centrum jądra gęstość może wynosić około 12,5 t/m3, a ciśnienie do 3,7 mln atm. Masa rdzenia - 1,932·1024 kg.

Jest całkiem możliwe, że substancje tworzące centralne obszary rdzenia nie przechodzą w stan ciekły i krystalizują nawet w kolosalnych temperaturach. Uważa się, że większość rdzenia Ziemi jest reprezentowana przez żelazo lub stopy żelaza i niklu, których ilość w całkowitej masie rdzenia może osiągnąć jedną trzecią.

Budowa jądra Ziemi:

Według nowoczesne pomysły o budowie jądra ziemi, rozróżnij jego elementy zewnętrzne i wewnętrzne.

· rdzeń zewnętrzny

· Rdzeń wewnętrzny

Rdzeń zewnętrzny:

Pierwszą warstwą rdzenia, która ma bezpośredni kontakt z płaszczem, jest rdzeń zewnętrzny. Jej górna granica znajduje się na głębokości 2,3 tys. km p.p.m., a dolna – na głębokości 2900 km.

Zewnętrzny rdzeń jest płynny, zawiera dużą ilość żelaza i znajduje się w ciągłym ruchu.

Zewnętrzny rdzeń podgrzewa płaszcz – w niektórych miejscach tak bardzo, że wznoszące się strumienie magmy docierają nawet do powierzchni, powodując erupcje wulkanów.

Ruch warstw ciekłego składnika jądra planety jest związany z istnieniem pole magnetyczne wokół Ziemi. Pole magnetyczne tworzy się wokół przewodnika przewodzącego prąd, a ponieważ zawierająca żelazo warstwa cieczy rdzenia jest przewodnikiem i stale się porusza, zrozumiałe jest występowanie w nim silnych przepływów prądu.

Prąd ten tworzy pole magnetyczne naszej planety.

Moc:

Grubość zewnętrznego jądra Ziemi wynosi: 2220 km.

Na głębokości nieco ponad 5000 km rozciąga się granica między jądrem płynnym (zewnętrznym) i stałym (wewnętrznym).

Rdzeń wewnętrzny:

Wewnątrz znajduje się płynna skorupa Rdzeń wewnętrzny. To stałe jądro Ziemi, którego średnica wynosi 1220 kilometrów.

Ta część rdzenia jest bardzo gęsta – średnie stężenie substancji sięga 12,8-13 g/cm3, czyli dwukrotnie więcej niż gęstość żelaza, i gorąca – ciepło osiąga słynne 5-6 tysięcy stopni Celsjusza.

Zgodnie z istniejącą hipotezą faza stała substancji w niej utrzymuje się dzięki kolosalnym temperaturom i ciśnieniu. Oprócz żelaza rdzeń może zawierać lżejsze pierwiastki - krzem, siarkę, tlen, wodór itp.

Wśród naukowców istnieje hipoteza, że pod wpływem ogromnych ciśnień substancje te, które z natury nie są metalami, mają zdolność metalizacji. Jest całkiem możliwe, że stałe jądro naszej planety zawiera nawet metalizowany wodór.

Moc:

Grubość wewnętrznego jądra Ziemi wynosi: 1250 km.

Korelacja pojęć „skorupa ziemska”, „litosfera”, „tektonosfera”.

skorupa Ziemska	Litosfera	Tektonosfera
Zewnętrzna twarda skorupa naszej planety.	Górna skalista skorupa Ziemi, obejmująca skorupę ziemską i płaszcz nadstenosferyczny.	Geosfera Ziemi, która obejmuje litosferę i warstwę o niskiej lepkości, astenosferę.
Skorupa kontynentalna ma miąższość 35-45 km, na obszarach górskich do 80 km. Skorupa kontynentalna podzielona jest na warstwy: · Warstwa osadowa; · Warstwa granitu; · Warstwa bazaltu. Skorupa oceaniczna ma miąższość 5-10 km. Skorupa oceaniczna podzielona jest na 3 warstwy: · Warstwa osadów morskich; · Warstwa środkowa lub „druga”; · Najniższa warstwa lub „oceaniczna”. Istnieje również przejściowy typ skorupy ziemskiej.	W strukturze litosfery wyróżnia się obszary ruchome (pasy złożone) i platformy stosunkowo stabilne. Górna część litosfery graniczy z atmosferą i hydrosferą. Dolna granica litosfery znajduje się nad astenosferą - warstwą o obniżonej twardości, wytrzymałości i lepkości w górnym płaszczu Ziemi.	W sensie geologicznym, pod względem składu materialnego, tektonosferę można prześledzić na głębokości 400 km, ale w sensie fizycznym, reologicznym jest ona podzielona na litosfera i astenosfera, a litosfera obejmuje oprócz skorupy także część górnego płaszcza.