Diferenciace jádro-plášť - Core–mantle differentiation

Hypotetické procesy diferenciace mezi jádrem a pláštěm: perkolace, cykloturistika a diapirismus. Poté, co Rubie a kol. (2015).[1]
Alternativní model diferenciace jádro-plášť: I. Vrstva roztaveného železa mezi protomantlem a primordiálním jádrem. II. Praskání jádra. III. Prvotní fragmenty jádra. IV. Rockberkové stoupají a železo tvoří nové jádro. Po Stevensonovi (1981).[2]

Diferenciace jádro-plášť je soubor procesů, které proběhly během fáze akrece[1] vývoje Země (nebo obecněji z skalnaté planety ), která vede k oddělování materiálů bohatých na železo, které by nakonec odpovídaly kovu jádro, obklopený skalnatým plášť. Podle Safronovova modelu[3] protoplanety vytvořené v důsledku srážek menších těles (planetesimals ), které dříve kondenzovaly z pevných nečistot přítomných v originálu mlhovina. Planetesimály obsahovaly železo a křemičitany buď již diferencované, nebo smíšené dohromady. Ať tak či onak, po dopadu na Proto-Zemi se jejich materiály velmi pravděpodobně homogenizovaly. V této fázi měla Proto-Země pravděpodobně velikost Marsu. Dále následovalo oddělení a stratifikace složek Proto-Země, hlavně díky jejich kontrastům hustoty. Faktory jako tlak, teplota a nárazová tělesa v oceánu prvotního magmatu[4] byli zapojeni do procesu diferenciace.

Proces diferenciace je poháněn vyšší hustotou železa ve srovnání s křemičitanovými horninami, ale nižší teplota tání první tvoří důležitý faktor. Ve skutečnosti, jakmile se železo roztaví, může dojít k diferenciaci, ať už jsou silikátové horniny zcela roztaveny nebo ne.[1] V prostorách těchto věrohodných scénářů bylo navrženo několik modelů, které zohledňují diferenciaci jádra a pláště po fázi tvorby mlhoviny Sluneční Soustava.[4] Lze je shrnout do tří mechanismů: 1) Perkolace slitiny železa přes křemičité krystaly; 2) Separace kovu od horniny v pravěkém magmatickém oceánu; 3) Migrace železných diapirů nebo hrází přes plášť.[1][5]

Perkolace

Za předpokladu pevného pláště a roztavené směsi železa zahrnuje mechanismus perkolace kov proudící podél hranic krystalických zrn pevného pláště směrem ke středu Země. Tato hypotéza předpokládá, že kamenité materiály zůstávají pevné nebo měkké, zatímco železo je roztavené. Povrchové napětí železných kapek nemůže být fyzicky větší než tažení vyvíjené poměrně viskóznějším pláštěm, což omezuje velikost kapiček železa.[6]

Perkolační hypotéza předpokládá, že krystaly v plášti nemají žádnou preferovanou orientaci.[1] Podobně perkolace vyžaduje vzepětí úhel mezi taveninou a krystaly má být méně než 60 stupňů, aby byla zachována konektivita.[1][5] Měření na povrchu však naznačují, že úhel vzepětí je často větší než 60 stupňů, což omezuje výskyt prosakování,[5] i když není jisté, zda může být ve spodním plášti méně než 60 stupňů.[7] U železa nebyly stopy železa pozorovány horní plášť, což by se dalo očekávat, kdyby tam dominovala perkolace.[7] Dalším argumentem proti perkolaci jako dominantnímu mechanismu migrace železa je, že vyžaduje, aby teplota zůstávala v úzkém rozpětí, nad železným solidem, ale pod skalním solidem.[7]

Oceán magmy

Uvolňování energie během dopadu velkých těles mohlo částečně nebo úplně roztavit Zemi a vytvořit magmatický oceán, pravděpodobně vícekrát během formování Země.[8] I když počáteční tání obklopuje pouze oblast nárazu, izostatická rovnováha by globálně přerozdělila magma, i když časový rámec takového přerozdělení ve srovnání s časovým měřítkem diferenciace železo-křemičitany zůstává nejistý.[1] Jakmile se roztaví jak kámen, tak kov, snadno dojde k separaci, která je řízena kontrastem hustoty.[1] Modely naznačují, že k roztavení mohlo dojít, jakmile se poloměr planety změnil na ~ 2 000 až 3 000 km. Stejně tak některé modely předpovídají výskyt magmatických oceánů v hloubkách až 300 km.[5] Dolní plášť možná nikdy nebyl úplně roztaven, protože jeho teplota tání stoupá rychlostí 1 Kelvin / km.[7] Stále zůstává nejisté, zda došlo k jednostupňovému dlouhotrvajícímu magmatickému oceánu, nebo spíše k několika epizodám rychle se ochlazujících magmatických oceánů během periodických nárazových událostí.[7] Pokusy naznačují, že viskozita magmatického oceánu byla nízká, což znamená turbulentní konvekční tok, který rychle odvádí teplo. Pokud je to pravda, magmatický oceán mohl existovat jen několik tisíc let.[1]

Kapičky železa v oceánu magmatu existovaly v různých velikostech v závislosti na velikosti těl dopadajících na Zemi. V roztaveném stavu mají velká těla tendenci se lámat, zatímco malá těla mají tendenci se spojovat. Rovnováha se nachází podle Weberova čísla, které poskytuje průměr pro výpočet stabilizovaného průměru kapiček tekutého železa, což odpovídá 10 cm.[1][5][6] Poté, co se vytvoří kapičky železa, se oddělí od okolních silikátů a vysráží se vdéšť ".[1][5]

Diapirismus a cyklistika

Velké železné kuličky nelze táhnout konvektivními silami v pravěkém plášti, proto nemají dostatek času na hydrodynamickou rovnováhu a dosažení stabilizované velikosti. Proto se ukládají na reologické hranici (například dnes litosféra-astenosféra hranice), tvořící železné rybníky. Nakonec se železné rybníky ponořily do poměrně méně hustých silikátů pod nimi.[5] Mechanismus je považován za podobný solné diapiry.[1] Bez ohledu na skutečnost, že plášť pod magmatickým oceánem není křehký, podle některých studií[9] je možné, že rozdíl ve viskozitě mezi železnými rybníky a pláštěm stačil na to, aby umožnil spíše tvorbu hrází než diapirů.[1] V dnešních podmínkách byla železná cyklistika navržena jako životaschopná strategie pro vyslání sondy ke studiu vnitřku Země.[10]

Další modely diferenciace jádro-plášť

Elsasserův model

Teplotní modely předpovídají tání diseminované slitiny železa, zatímco silikátové horniny měknou na horní úrovni. Zdrojem tepla je radioaktivní rozpad. Tekuté železo migrovalo dolů na úrovně, kde chladnější teploty udržovaly tuhnutí křemičitanů a vytvářely železnou vrstvu nad nediferencovaným jádrem materiálu a pod prvotním pláštěm, ve kterém se vyvíjí konvekční tok vyvolaný nárazem. Od této fáze, agregace železa vyvolané Rayleigh-Taylor nestability migrovaly přes prvotní jádro v dlouhodobém procesu (stovky milionů let).[2][11]

Model Vityazev a Mayeva

Spíše než agregáty železa navržené Elsasserem tento model navrhuje, aby se železná skořápka roztavila na hranici s prvotním jádrem a prostupovala skrz toto v kapalném stavu místo agregace do železných cibulí, jak je navrženo v Safronovově modelu. Prvotní jádro stoupalo v tělech velikosti zrna, dokud se nezačlenilo do pláště. Časový rozsah pro vytvoření jádra je řádově miliardy let.[12][2]

Stevensonův model

Jedním z možných scénářů je, že prvotní studené silikátové jádro se fragmentovalo v reakci na nestability vyvolané hustší vrstvou železa. Na konci kusy tak roztříštěného jádra („rockbergs“) migrovaly nahoru a začleňovaly se do pláště, zatímco slitina železa se usazovala ve středu Země.[2] Tento proces by probíhal rychleji než dva výše uvedené modely.[2]

Reference

  1. ^ A b C d E F G h i j k l m „Formace zemského jádra“ (PDF).
  2. ^ A b C d E Stevenson, D. J. (1981). "Modely zemského jádra". Věda. 214: 611–619. doi:10.1126 / science.214.4521.611.
  3. ^ Safronov, V. S. (1972). Evoluce protoplanetárního mračna a formování Země a planet. Izraelský program pro vědecké překlady. p. 182.
  4. ^ A b Sharkov, E. V. (2015). „Problém evoluce zemského jádra: geologické, petrologické a paleomagnetické důkazy“. Doklady vědy o Zemi. 462: 346–351.
  5. ^ A b C d E F G Karato, Shun-ichiro (1997). "Tvorba jádra a chemická rovnováha na Zemi - I. Fyzikální úvahy". Fyzika Země a planetární interiéry. 100: 61–79. doi:10.1016 / s0031-9201 (96) 03232-3.
  6. ^ A b Stevenson, D. J. (1990). Původ Země. Oxford University Press, New York. str. 87–88. ISBN  9780195066197.
  7. ^ A b C d E Badro, James (2015). Raná Země: Akrece a diferenciace. Americká geofyzikální unie. p. 86.
  8. ^ Tonksová, W. Brian (1993). "Tvorba oceánu Magma v důsledku obřích dopadů". Journal of Geophysical Research. 98: 5319–5333. doi:10.1029 / 92je02726.
  9. ^ Rubin, Allan M. (1995). "Šíření trhlin naplněných magmatem". Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 23: 287–336. doi:10.1146 / annurev.earth.23.1.287.
  10. ^ Stevenson, David J. (2003). „Mise k jádru Země - skromný návrh“. Příroda. 423: 239–240. doi:10.1038 / 423239a.
  11. ^ Elsasser, W. M. (1963). "Časná historie Země". Věda o Zemi a meteorologie: 1–30.
  12. ^ Vityazev, A. V. (1976). "Model raného vývoje Země". Izvestiya, Akademie věd, SSSR. Fyzika pevné země. 2: 3–12.