Płaszcz

Powłokowa struktura wnętrza ziemi

Wskazania głębokości

Środkowy powłoki w przemyśle chemicznym modelu struktury wewnętrznej ciała ziemskiej nazywa ziemia „s płaszcz . Leży między skorupą ziemską a jądrem Ziemi i przy średniej grubości 2850 km (głębokość granicy płaszcz-jądro: 2898 km) jest najbardziej obszerną i masywną z tych trzech muszli. Podczas gdy skorupa składa się w dużej mierze ze skał o stosunkowo bogatych w glin o składzie granitowym (górna skorupa kontynentalna) i bazaltowa (skorupa oceaniczna i kontynentalna dolna skorupa), materiał płaszcza ziemskiego jest ubogi w aluminium i stosunkowo bogaty w żelazo i magnez. . Odpowiednia ultramaficzna skała Górnego Płaszcza nazywana jest perydotytem . Głębszy płaszcz składa się z wysokociśnieniowych odpowiedników perydotytu. Większość płaszcza Ziemi, poza mniejszymi obszarami, w których występują częściowe topnienia , jest stała , ale zachowuje się plastycznie przez okresy geologiczne .

Powstanie

Rodzaj protoziemskiego płaszcza powstał prawdopodobnie już 4,45 miliarda lat temu, kiedy to wysoce lotne składniki, takie jak wodór , węgiel (w postaci dwutlenku węgla i metanu), azot (w tym amoniak i tlenki azotu ) oraz gazy szlachetne w dużej mierze uwolnione do pierwotnego - Atmosfera uległa odgazowaniu, a pierwiastki syderofilne w dużej mierze opadły do wówczas jeszcze całkowicie płynnego jądra Ziemi .

Wymiary i temperatury

Masa płaszcza Ziemi wynosi ok. 4,08 · 10 ²⁴  kilogram a więc około 68% całkowitej masy ziemi. Występują temperatury od co najmniej kilkuset  °C na górnej granicy płaszcza do ponad 3500 °C na granicy płaszcz-rdzeń.

Chociaż te temperatury znacznie przekraczają temperaturę topnienia materiału płaszcza w warunkach atmosferycznych, zwłaszcza w głębszych obszarach , płaszcz Ziemi składa się prawie wyłącznie z litej skały. Ogromne ciśnienie litostatyczne w płaszczu ziemskim zapobiega tworzeniu się stopów.

Skład chemiczny

Ogólny skład

Skała górnego płaszcza składa się głównie ze skał ultramaficznych (przede wszystkim perydotytów i piroksenitów ). Zawierają one głównie oliwinowe lub wysokociśnieniowe odmiany tego minerału, różne pirokseny i inne minerały maficzne . W zakresie głębokości od 660 do około 800 km osiągane są warunki temperatury i ciśnienia, w których minerały te nie są już stabilne i dlatego są przekształcane w inne minerały poprzez przemiany fazowe (patrz rozdział Struktura płaszcza i przemiany fazowe ). Skała płaszczowa generalnie wykazuje większą zawartość żelaza i magnezu, a mniejszą zawartość krzemu i glinu . Rozróżnienie między skorupą ziemską a płaszczem ziemskim zasadniczo opiera się na tym odmiennym składzie chemicznym. Przyczyną tej różnicy są nieświadome procesy : skała płaszcza częściowo topi się , przy czym składniki skały bogate w krzem i aluminium upłynniają się w szczególności ze względu na ich niższą temperaturę topnienia , unosząc się w postaci magmy i ponownie krzepnąc na lub stosunkowo blisko powierzchni. W ten sposób dzisiejsza skorupa i płaszcz różnicowały się przez miliardy lat.

Zbiorniki płaszczowe

Skład chemiczny płaszcza ziemskiego w żadnym wypadku nie jest jednorodny. Niejednorodności prawdopodobnie pojawiły się podczas formowania się płaszcza ziemskiego, tak więc mówimy o geochemicznych zbiornikach płaszcza Ziemi, przy czym różne zbiorniki są eksploatowane w różnych procesach tektonicznych płyt. Definicja i interpretacja tych zbiorników bywa bardzo kontrowersyjna:

• DM lub DMM (Depleted Mantle - główny zbiornik źródłowy bazaltów grzbietów śródoceanicznych (MORB)) - płaszcz pozbawiony niekompatybilnych elementów
• EM1 (Enriched Mantle 1) - prawdopodobnie ponownie wzbogacony przez subdukowaną skorupę oceaniczną i osady pelagiczne
• EM2 (Enriched Mantle 2) - prawdopodobnie ponownie wzbogacony przez subdukcję górnej skorupy kontynentalnej
• HIMU (wysoki µ oznacza wysoki stosunek ²³⁸ U/ ²⁰⁴ Pb) - przypuszczalnie płaszcz zmieniony przez subdukowaną skorupę oceaniczną i procesy metasomatyczne ; Ważną rolę może również odgrywać wiek podbitej skorupy (dostępne są różne definicje)
• FOZO (strefa ogniskowa) - dostępne różne definicje
• PREMA (dominujący zbiornik w płaszczu) - dominujący zbiornik w płaszczu

Temperatury krystalizacji oliwinu i spinelu wynoszące 1600 ° C, które zostały określone dla próbek bazaltów kredowych z gorącego punktu Galapagos , które obecnie zostały zrośnięte na obrzeżu kontynentalnym Pacyfiku w Ameryce Środkowej , sugerują, że pojedyncze bardzo gorące archaiczne zbiorniki płaszczowe przetrwały co najmniej do późnego Mezozoiczny i z pióropuszami dostał się do górnego płaszcza.

Struktura płaszcza i przemiany fazowe w skale płaszcza

Płaszcz ziemski jest podzielony na kilka warstw, które różnią się mniej składem chemicznym niż właściwościami mechanicznymi oraz strukturą krystaliczną i gęstością minerałów skały płaszcza. Dokonuje się tu zgrubnego rozróżnienia między górnym i dolnym płaszczem.

Najwyższą warstwą płaszcza górnego jest płaszcz litosfery . Wraz ze skorupą ziemską tworzy litosferę , która jest mechanicznie oddzielona od reszty płaszcza. Zachowanie reologiczne płaszcza litosfery można opisać jako sztywne w porównaniu z resztą płaszcza. Odkształcenia plastyczne mają jednak miejsce, jednak w przeciwieństwie do reszty płaszcza, która płynie jako całość, ograniczają się do dyskretnych obszarów ( stref ścinania ). Interfejs między dolną skorupą Ziemi a płaszczem litosfery jest znany jako nieciągłość Mohorovičića . Sam płaszcz litosfery rozciąga się od mniej niż 100 do ponad 300 km głębokości. Z powrotem w górnych 100 km płaszcza, które nadal znajdują się w litosferze, odkryte w wyniku wzrastającego ciśnienia litostatycznego przejść fazowych minerałów zawierających glin utrzymywanych przez szczególnie do zaledwie 1 GPa stabilnego przy niskim ciśnieniu plagioklazy do spinelu wynosi 2,5 aż 3 GPa zamieni się w granat . Towarzyszą temu niewielkie zmiany w proporcjach mineralnych skały płaszcza (patrz tabele w artykule o perydotycie ). Średnia gęstość skał płaszcza litosfery wynosi 3,3 g/cm³.

Na dnie litosferycznego płaszcza znajduje się stosunkowo niska lepkość i w małych partiach częściowo stopiona astenosfera o grubości ok. 100-200 km . Ponieważ charakteryzuje się zauważalnie niskimi prędkościami fal sejsmicznych , nazywana jest również Strefą Małej Prędkości (LVZ). Średnia gęstość skały astenosferycznej wynosi 3,3 g/cm³.

Dolna warstwa górnego płaszcza to tzw. strefa przejściowa płaszcza . Jest on ograniczony w profilach sejsmicznych w kierunku astenosfery przez tzw. nieciągłość 410 km , która oznacza przemianę fazową oliwinu z fazy α do fazy gęstszej β ( wadsleyit ). Na głębokości około 520 km wadsleyit przechodzi w ponownie gęstszą fazę γ oliwinu ( ringwoodytu ) ( nieciągłość 520 km ). W tym zakresie głębokości Ca perowskit powstaje również z innych minerałów zawierających wapń , który stanowi kilka procent objętości i występuje również jako oddzielna faza w dolnym płaszczu. Z głębokości około 300 km piroksen i granat tworzą stopniowo mieszany kryształ o niskiej zawartości glinu o strukturze granatu ( majorit ), który jest stabilny w większości strefy przejściowej między 410 a 660 km oraz w najwyższej części dolnego płaszcza. Średnia gęstość skały płaszcza strefy przejściowej wynosi 4,2 g/cm³.

Na 660 km nieciągłości oliwin lub ringwoodyt ostatecznie rozpada się na perowskit i ferroperyklaz / magnezjustyt – ta znacząca nieciągłość sejsmiczna wyznacza granicę między górnym i dolnym płaszczem. Większość dolnego płaszcza nazywana jest również mezosferą (nie mylić z warstwą atmosfery ziemskiej o tej samej nazwie ). Tam minerały skały płaszcza, o średniej gęstości 5,0 g/cm³, nie podlegają już żadnym przemianom fazowym prowadzącym do globalnych nieciągłości.

Możliwym wyjątkiem jest przemiana z perowskitu w postperowskit, która zachodzi przy ciśnieniach powyżej 120 GPa i może być przyczyną powstania tzw. warstwy D″ na granicy płaszcza ziemi z zewnętrznym jądrem ziemi.

Konwekcja płaszcza

Ze względu na różnicę gęstości (która przypuszczalnie wynika z różnicy temperatur) między skorupą ziemską a zewnętrznym jądrem ziemi, w płaszczu ziemskim zachodzi konwekcyjny obieg materiału, który jest możliwy m.in. dzięki płynności ciała stałego, plastyczny materiał płaszcza przez miliony lat. Gorący materiał z okolic granicy między jądrem a płaszczem unosi się jako wykop do wyższych obszarów płaszcza ziemskiego, podczas gdy chłodniejszy (i gęstszy) materiał opada na dno. Podczas wynurzania materiał kurtki schładza się adiabatycznie . W sąsiedztwie litosfery , zmniejszenie ciśnienia może spowodować częściowe stopienie materiału wysadu płaszcza (powodując wulkanizm i plutonizm ).

Płaszcz jest pod względem mechaniki płynów chaotyczny sposób i dysku z tektoniczne płyt , zarówno długotrwałej stabilności niestabilny Konvektionsmodelle również omówione. Nie bez znaczenia jest dla tego również zapadanie się starej, zimnej i ciężkiej skorupy oceanicznej w strefach subdukcji . Ruchy płyt litosferycznych płaszcza ziemskiego są częściowo oddzielone, ponieważ ze względu na sztywność litosfery taka płyta (z których większość obejmuje zarówno skorupę kontynentalną, jak i oceaniczną) może poruszać się tylko jako całość. Do zmiany położenia kontynentów zatem jedynie zapewnić rozmyty obraz ruchów w górnej granicy płaszcza Ziemi. Konwekcja płaszcza ziemskiego nie została jeszcze szczegółowo wyjaśniona. Istnieje kilka teorii, według których płaszcz ziemski jest podzielony na różne piętra oddzielnej konwekcji.

linki internetowe

Wikisłownik: Płaszcz Ziemi  - wyjaśnienia znaczeń, pochodzenie słów, synonimy, tłumaczenia

Indywidualne dowody

1. ^ Claude Allègre, Gerard Manhès, Christa Göpel. Wiek ziemi. Geochimica i Cosmochimica Acta. Vol. 59, No. 8, 1995, s. 1445-1456, doi: 10.1016 / 0016-7037 (95) 00054-4 (alternatywny dostęp do pełnego tekstu: CiteSeer ^X ), s. 1454.
2. ↑ https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/pdf/10.1029/2003GC000597
3. ^ Gregor Markl: Minerały i skały. Mineralogia - Petrologia - Geochemia. Wydanie II. Spektrum Akademischer Verlag, 2008, s. 573 f.
4. ^ Stuart Ross Taylor, Scott M. McLennan: Skorupy planetarne. Ich skład, pochodzenie i ewolucja. Cambridge University Press, 2010, s. 216 f.
5. ^ Andreas Stracke, Albrecht W. Hofmann, Stan R. Hart: FOZO, HIMU i reszta zoo w płaszczu . W: Geochemia, Geofizyka, Geosystemy . taśma 6 , nie. 5 , 2005, doi : 10.1029 / 2004GC000824 . 
6. ↑ Jarek Trela, Esteban Gazel, Alexander V. Sobolev, Lowell Moore, Michael Bizimis: Najgorętsze lawy fanerozoiku i przetrwanie głębokich zbiorników archeologicznych . W: Nauka o przyrodzie . Wcześniejsza publikacja online, 22 maja 2017 r., doi : 10.1038 / ngeo2954 .