Horní plášť (Země) - Upper mantle (Earth)

The horní plášť z Země je velmi silná vrstva horniny uvnitř planety, která začíná těsně pod kůra (asi 10 km (6,2 mil) pod oceány a asi 35 km (22 mil) pod kontinenty) a končí v horní části spodní plášť na 670 km (420 mi). Teploty se pohybují od přibližně 200 ° C (392 ° F) na horní hranici s kůrou do přibližně 900 ° C (1650 ° F) na hranici se spodním pláštěm. Materiál vrchního pláště, který se dostal na povrch, je tvořen asi 55% olivín, 35% pyroxen a 5 až 10% oxid vápenatý a oxid hlinitý minerály jako např plagioklas, spinel nebo granát, v závislosti na hloubce.

Seismická struktura

1 = kontinentální kůra, 2 = oceánská kůra, 3 = horní plášť, 4 = spodní plášť, 5 + 6 = jádro, A = hranice kůry a pláště (diskontinuita Mohorovičić)

Hustotní profil Země je určen rychlostí seismických vln. Hustota se v každé vrstvě postupně zvyšuje, a to především díky stlačování horniny ve větších hloubkách. Náhlé změny hustoty nastávají tam, kde se mění složení materiálu.[1]

Horní plášť začíná těsně pod kůrou a končí v horní části spodního pláště. Horní plášť způsobuje pohyb tektonických desek.

Kůra a plášť se vyznačují složením, zatímco litosféra a astenosféra jsou definovány změnou mechanických vlastností.[2]

Horní část pláště je definována náhlým zvýšením rychlosti seismických vln, které bylo poprvé zaznamenáno Andrija Mohorovičić v roce 1909; tato hranice se nyní označuje jako Mohorovičić diskontinuita nebo „Moho“.[3]

Moho definuje základnu kůry a pohybuje se od 10 km (6,2 mil) do 70 km (43 mil) pod povrchem Země. Oceánská kůra je tenčí než Kontinentální kůra a je obecně méně než 10 km (6,2 mil) tlustý. Kontinentální kůra je asi 35 km (22 mi) silná, ale velký kůrový kořen pod Tibetská plošina je přibližně 70 km (43 mi) tlustý.[4]

Tloušťka horního pláště je asi 640 km (400 mi). Celý plášť má tloušťku asi 2900 km (1800 mil), což znamená, že horní plášť tvoří jen asi 20% celkové tloušťky pláště.[4]

Průřez Země, ukazující cesty zemětřesení vln. Cesty se křiví, protože různé typy hornin nalezené v různých hloubkách mění rychlost pohybu vln. S vlny neprocházejí jádrem

Hranice mezi horním pláštěm a spodním pláštěm je diskontinuita 670 km (420 mi).[2] Výsledkem jsou zemětřesení v mělkých hloubkách chybující úder; avšak pod asi 50 km (31 mi) horké podmínky pod vysokým tlakem inhibují další seismicitu. Plášť je viskózní a neschopný chybující. Nicméně, v subdukční zóny, zemětřesení jsou pozorována až na 670 km (420 mi).[1]

Lehmannova diskontinuita

Lehmannova diskontinuita je náhlý nárůst o P-mávat a S-mávat rychlosti v hloubce 220 km (140 mi)[5] (Všimněte si, že se jedná o jinou „Lehmannovu diskontinuitu“, než je ta mezi vnitřním a vnějším jádrem Země označená na obrázku vpravo.)

Přechodová zóna

Přechodová zóna se nachází mezi horním pláštěm a spodní plášť mezi hloubkou 410 km (250 mi) a 670 km (420 mi)

Předpokládá se, že k tomu dochází v důsledku přeskupení zrn v olivínu, aby se vytvořila hustší krystalická struktura v důsledku zvýšení tlaku s rostoucí hloubkou.[6] V hloubce 670 km (420 mi) se v důsledku změn tlaku mění minerály ringwooditu na dvě nové hustší fáze, bridgmanit a periklasu. To lze vidět pomocí tělesné vlny z zemětřesení, které se převádějí, odrážejí nebo lámou na hranici a předpovídají z minerální fyzika, protože fázové změny jsou závislé na teplotě a hustotě, a tedy na hloubce.[6]

410 km nespojitost

Jediný vrchol je vidět ve všech seismologických datech ve vzdálenosti 410 km (250 mi), což je předpovídáno jediným přechodem z α- na β-Mg2SiO4 (olivín na wadsleyite ). Z Clapeyronův svah očekává se, že diskontinuita Moho bude mělčí v chladných oblastech, jako je subducting desky a hlouběji v teplejších oblastech, jako je např plášťové chocholy.[6]

670 km diskontinuita

Toto je nejsložitější diskontinuita a označuje hranici mezi horním a dolním pláštěm. U prekurzorů PP (vlna, která se jednou odráží od diskontinuity) se objevuje pouze v určitých oblastech, ale u prekurzorů SS je vždy patrná.[6] To je viděno jako jednoduché a dvojité odrazy ve funkcích přijímače pro převody P na S v širokém rozsahu hloubek (640–720 km nebo 397–447 mi). Clapeyronův sklon předpovídá hlubší diskontinuitu v chladnějších oblastech a mělčí diskontinuitu v teplejších oblastech.[6] Tato diskontinuita je obecně spojena s přechodem od ringwoodit na bridgmanit a periklasa.[7] Toto je termodynamicky endotermická reakce a vytváří skok viskozity. Obě charakteristiky způsobují, že tento fázový přechod hraje důležitou roli v geodynamických modelech.[8]

Další diskontinuity

Existuje další hlavní fázový přechod předpovídaný na 520 km (320 mi) pro přechod olivinu (β na γ) a granát v pyrolit plášť.[9] Ten je v seismologických datech pozorován jen sporadicky.[10]

Byly navrženy další neglobální fázové přechody v různých hloubkách.[6][11]

Teplota a tlak

Teploty se pohybují od přibližně 200 ° C (392 ° F) na horní hranici s kůrou do přibližně 4 000 ° C (7 230 ° F) na hranici jádra a pláště.[12] Nejvyšší teplota horního pláště je 900 ° C (1650 ° F)[13] I když vysoká teplota daleko přesahuje body tání z hornin pláště na povrchu je plášť téměř výlučně pevný.[14]

Obrovský lithostatický tlak působící na plášť brání tání, protože teplota, při které začíná tání ( solidus ) se zvyšuje s tlakem.[15] Tlak se zvyšuje s rostoucí hloubkou, protože materiál pod ním musí nést váhu veškerého materiálu nad ním. Předpokládá se, že se celý plášť deformuje jako tekutina v dlouhých časových intervalech s trvalou plastickou deformací.

Nejvyšší tlak horního pláště je 24,0 GPa (237 000 atm)[13] ve srovnání se spodní částí pláště, která je 136 GPa (1 340 000 atm).[12][16]

Odhady viskozity horního pláště se pohybují mezi 1019 a 1024 Pa · s, v závislosti na hloubce,[17] teplota, složení, stav stresu a řada dalších faktorů. Horní plášť může proudit jen velmi pomalu. Když však na nejvyšší plášť působí velké síly, může to zeslabnout a tento efekt je považován za důležitý pro umožnění tvorby tektonická deska hranice.

I když existuje tendence k vyšší viskozitě ve větší hloubce, tento vztah není zdaleka lineární a ukazuje vrstvy s dramaticky sníženou viskozitou, zejména v horním plášti a na hranici s jádrem.[17]

Hnutí

Kvůli teplotnímu rozdílu mezi zemským povrchem a vnějším jádrem a schopnosti krystalických hornin pod vysokým tlakem a teplotou podstoupit pomalou, plíživou, viskózní deformaci po miliony let, existuje konvektivní oběh materiálu v plášti.[18]

Horký materiál upwells, zatímco chladnější (a těžší) materiál klesá dolů. Pohyb materiálu směrem dolů nastává v konvergentní hranice desek volala subdukční zóny. Předpokládá se, že umístění na povrchu, která leží nad chocholy vysoká nadmořská výška (kvůli vztlaku teplejšího, méně hustého oblaku pod ním) a vystavovat hot spot vulkanismus.

Minerální složení

Seizmická data nejsou dostatečná k určení složení pláště. Pozorování hornin vystavených na povrchu a další důkazy ukazují, že horní plášť je mafic minerály olivín a pyroxen a má hustotu asi 3,33 g / cm3 (0,120 lb / cu in)[1]

Materiál vrchního pláště, který se dostal na povrch, je vyroben z přibližně 55% olivínu a 35% pyroxenu a 5 až 10% oxid vápenatý a oxid hlinitý.[1] Horní plášť je dominantně peridotit, složený převážně z proměnlivých podílů minerálů olivín, klinopyroxen, orthopyroxen a hliníková fáze.[1] Hliníkovou fází je plagioklas v nejvyšším plášti, pak spinel a poté granát pod ~ 100 km.[1] Postupně skrz horní plášť se pyroxeny stávají méně stabilní a transformují se do majoritní granát.

Pokusy s oliviny a pyroxeny ukazují, že tyto minerály mění strukturu s rostoucím tlakem ve větší hloubce, což vysvětluje, proč křivky hustoty nejsou dokonale hladké. Když dojde k přeměně na hustší minerální strukturu, seismická rychlost náhle stoupne a vytvoří diskontinuitu.[1]

V horní části přechodové zóny prochází olivín izochemickými fázovými přechody do wadsleyite a ringwoodit. Na rozdíl od nominálně bezvodého olivínu mají tyto vysokotlaké polymorfy olivinu velkou kapacitu pro skladování vody ve své krystalové struktuře. To vedlo k hypotéze, že v přechodové zóně může být umístěno velké množství vody.[19]

Ve vnitřku Země se olivín vyskytuje v horním plášti v hloubkách méně než přibližně 410 km a ringwoodit je odvozen od přítomnosti v přechodová zóna z hloubky asi 520 až 670 km. Seismické přerušení činnosti na 410 km, 520 km a v hloubce 670 km fázové změny zahrnující olivín a jeho polymorfy.

Na základně přechodové zóny ringwoodit rozkládá se na bridgmanit (dříve nazývaný perovskit křemičitanu hořečnatého) a ferropericlasa. Granát se také stává nestabilním na nebo mírně pod základnou přechodové zóny.

Kimberlites explodovat z vnitřku Země a někdy nést úlomky hornin. Některé z těchto xenolitický fragmenty jsou diamanty, které mohou pocházet pouze z vyšších tlaků pod kůrou. Skály, které s tím přicházejí, jsou ultramafický uzlíky a peridotit.[1]

Chemické složení

Složení se zdá být velmi podobné kůře. Jedním rozdílem je, že horniny a minerály pláště mají tendenci mít více hořčíku a méně křemíku a hliníku než kůra. První čtyři nejhojnější prvky v horním plášti jsou kyslík, hořčík, křemík a železo.

Složení horního pláště Země (vyčerpané MORB )[20][21]
SloučeninaHmotnostní procento
SiO244.71
MgO38.73
FeO8.18
Al2Ó33.98
CaO3.17
Cr2Ó30.57
NiO0.24
MnO0.13
Na2Ó0.13
TiO20.13
P2Ó50.019
K.2Ó0.006

Průzkum

Vrtná loď Chikyu

Průzkum pláště se obvykle provádí spíše na mořském dně než na souši kvůli relativní řídkosti oceánské kůry ve srovnání s výrazně silnější kontinentální kůrou.

První pokus o průzkum pláště, známý jako Projekt Mohole, byl opuštěn v roce 1966 po opakovaných poruchách a překročení nákladů. Nejhlubší penetrace byla přibližně 180 m (590 ft). V roce 2005 dosáhl oceánský vrt z oceánského vrtu 1416 metrů pod mořským dnem ROZHODUJE SE.

Dne 5. Března 2007 tým vědců na palubě RRS James Cook se vydal na cestu do oblasti atlantického mořského dna, kde leží plášť odkrytý bez krycí kůry, uprostřed mezi Kapverdské ostrovy a Karibské moře. Exponované místo leží přibližně tři kilometry pod hladinou oceánu a pokrývá tisíce kilometrů čtverečních.[22][23][24]

Mise Chikyu Hakken se pokusila použít japonské plavidlo Chikyu vrtat až 7 000 m (23 000 ft) pod mořským dnem. Dne 27. dubna 2012 Chikyu vrtané do hloubky 7 740 metrů (25 400 stop) pod hladinou moře, čímž vytvořil nový světový rekord v hlubinném vrtání. Tento rekord byl mezitím překonán nešťastnými Deepwater Horizon mobilní vrtná jednotka na moři, pracující na vyhlídce Tiber v Mississippi Canyon Field v Mexickém zálivu Spojených států, když dosáhla světového rekordu v celkové délce pro vertikální vrtnou strunu 10 062 m (33 011 ft).[25] Předchozí rekord drželo americké plavidlo Glomar Challenger, který v roce 1978 vrtal do 7 049,5 metrů (23 130 stop) pod hladinou moře v Mariana příkop.[26] Dne 6. září 2012 vědecké hlubinné vrtné plavidlo Chikyu vytvořil nový světový rekord vrtáním a získávání vzorků hornin z hloubky větší než 2111 metrů pod mořským dnem u japonského poloostrova Shimokita v severozápadním Tichém oceánu.

V roce 2005 byla navržena nová metoda zkoumání nejvyšších několika stovek kilometrů Země, která se skládá z malé, husté sondy vytvářející teplo, která se taví dolů skrz kůru a plášť, zatímco její polohu a postup sledují akustické signály ve skalách.[27] Sonda se skládá z vnější koule o wolfram asi jeden metr v průměru s a kobalt-60 interiér působící jako zdroj radioaktivního tepla. To by mělo trvat půl roku, než se dostaneme do oceánu Moho.[28]

Průzkumu lze také pomoci pomocí počítačových simulací vývoje pláště. V roce 2009, a superpočítač Aplikace poskytla nový pohled na distribuci ložisek nerostů, zejména izotopů železa, od doby, kdy se plášť vyvinul před 4,5 miliardami let.[29]

Reference

  1. ^ A b C d E F G h Langmuir, Charles H .; Broecker, Wally (2012-07-22). Jak vybudovat obyvatelnou planetu: Příběh Země od velkého třesku po lidstvo. 179–183. ISBN  9780691140063.
  2. ^ A b Rothery, David A .; Gilmour, Iain; Sephton, Mark A. (březen 2018). Úvod do astrobiologie. p. 56. ISBN  9781108430838.
  3. ^ Alden, Andrew (2007). „Dnešní plášť: prohlídka s průvodcem“. About.com. Citováno 2007-12-25.
  4. ^ A b „Istrie na internetu - přední Istrijci - Andrija Mohorovicic“. 2007. Citováno 2007-12-25.
  5. ^ William Lowrie (1997). Základy geofyziky. Cambridge University Press. p. 158. ISBN  0-521-46728-4.
  6. ^ A b C d E F Fowler, C. M. R .; Fowler, Connie May (2005). Pevná Země: Úvod do globální geofyziky. ISBN  978-0521893077.
  7. ^ Ito, E; Takahashi, E (1989). "Postspinelové transformace v systému Mg2SiO4-Fe2SiO4 a některé geofyzikální důsledky". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 94 (B8): 10637–10646. Bibcode:1989JGR .... 9410637I. doi:10.1029 / jb094ib08p10637.
  8. ^ Fukao, Y .; Obayashi, M. (2013). „Tlumené desky stagnují nahoře, pronikají skrz a jsou uvězněny pod 660 km nespojitostí“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 118 (11): 5920–5938. Bibcode:2013JGRB..118,5920F. doi:10.1002 / 2013jb010466.
  9. ^ Deuss, Arwen; Woodhouse, John (10.10.2001). „Seismická pozorování rozdělení diskontinuity zóny středního přechodu v zemském plášti“. Věda. 294 (5541): 354–357. Bibcode:2001Sci ... 294..354D. doi:10.1126 / science.1063524. ISSN  0036-8075. PMID  11598296. S2CID  28563140.
  10. ^ Egorkin, A. V. (01.01.1997). „Důkazy o diskontinuitě 520 km“. In Fuchs, Karl (ed.). Heterogenity horního pláště z aktivní a pasivní seismologie. Řada NATO ASI. Springer Nizozemsko. str. 51–61. doi:10.1007/978-94-015-8979-6_4. ISBN  9789048149667.
  11. ^ Khan, Amir; Deschamps, Frédéric (2015-04-28). Zemský heterogenní plášť: geofyzikální, geodynamická a geochemická perspektiva. Springer. ISBN  9783319156279.
  12. ^ A b Katharina., Lodders (1998). Společník planetárního vědce. Fegley, Bruce. New York: Oxford University Press. ISBN  978-1423759836. OCLC  65171709.
  13. ^ A b „Jaké jsou tři rozdíly mezi horním a dolním pláštěm?“. Vědění. Citováno 14. června 2019.
  14. ^ Louie, J. (1996). "Zemský interiér". University of Nevada, Reno. Archivovány od originál dne 2011-07-20. Citováno 2007-12-24.
  15. ^ Turcotte, DL; Schubert, G (2002). „4“. Geodynamika (2. vyd.). Cambridge, Anglie, Velká Británie: Cambridge University Press. str.136 –7. ISBN  978-0-521-66624-4.
  16. ^ Burns, Roger George (1993). Mineralogické aplikace teorie krystalového pole. Cambridge University Press. p. 354. ISBN  978-0-521-43077-7. Citováno 2007-12-26.
  17. ^ A b Walzer, Uwe. "Viskozita pláště a tloušťka konvekčních spodních dílů". Archivovány od originál dne 06.06.2007.
  18. ^ Alden, Andrew (2007). „Dnešní plášť: prohlídka s průvodcem“. About.com. Citováno 2007-12-25.
  19. ^ Bercovici, David; Karato, Shun-ichiro (září 2003). "Konvekce celého pláště a vodní filtr přechodové zóny". Příroda. 425 (6953): 39–44. Bibcode:2003 Natur.425 ... 39B. doi:10.1038 / nature01918. ISSN  0028-0836. PMID  12955133. S2CID  4428456.
  20. ^ Workman, Rhea K .; Hart, Stanley R. (únor 2005). "Hlavní a stopové prvky složení ochuzeného MORB pláště (DMM)". Dopisy o Zemi a planetách. 231 (1–2): 53–72. Bibcode:2005E & PSL.231 ... 53 W.. doi:10.1016 / j.epsl.2004.12.005. ISSN  0012-821X.
  21. ^ Anderson, D.L. (2007). Nová teorie Země. Cambridge University Press. p.301. ISBN  9780521849593.
  22. ^ Než, Ker (01.03.2007). „Vědci budou studovat rázy na atlantickém mořském dně“. Zprávy NBC. Citováno 2008-03-16. Tým vědců se příští týden vydá na cestu ke studiu „otevřené rány“ na atlantickém mořském dně, kde leží odkrytý hluboký vnitřek Země bez jakéhokoli zakrytí kůry.
  23. ^ „Zemská kůra chybí ve střední části Atlantiku“. Věda denně. 2007-03-02. Citováno 2008-03-16. Vědci z Cardiffské univerzity brzy vyplují (5. března), aby prozkoumali překvapivý objev v hlubinách Atlantiku.
  24. ^ „Japonsko doufá, že předpovídá„ velký “s cestou do středu Země“. PhysOrg.com. 2005-12-15. Archivovány od originál dne 19. 12. 2005. Citováno 2008-03-16. Ambiciózní projekt vedený Japoncem, který se bude hlouběji zabývat zemským povrchem než kdykoli předtím, bude průlomem v detekci zemětřesení, včetně obávaného „velkého“ Tokia, “uvedli ve čtvrtek představitelé.
  25. ^ „- - Prozkoumejte rekordy - Guinnessovy rekordy“. Archivovány od originál dne 2011-10-17.
  26. ^ „Japonská sonda pro hlubinný vrt stanoví světový rekord“. Hvězda v Kansas City. Associated Press. 28. dubna 2012. Archivovány od originál dne 28. dubna 2012. Citováno 28. dubna 2012.
  27. ^ Ojovan M.I., Gibb F.G.F., Poluektov P.P., Emets E.P. 2005. Sondování vnitřních vrstev Země samoponorujícími kapslemi. Atomic Energy, 99, 556–562
  28. ^ Ojovan M.I., Gibb F.G.F. „Zkoumání zemské kůry a pláště pomocí samosestupného, ​​radiačně ohřátého, sond a monitorování akustických emisí“. Kapitola 7. V: Výzkum jaderného odpadu: umístění, technologie a zpracování, ISBN  978-1-60456-184-5, Redaktor: Arnold P. Lattefer, Nova Science Publishers, Inc. 2008
  29. ^ University of California - Davis (2009-06-15). Superpočítač poskytuje první pohled na interiér raného magmatu Země. ScienceDaily. Citováno 2009-06-16.