Прејди на содржината

Земјин плашт

Од Википедија — слободната енциклопедија
Внатрешен состав на Земјата

Земјин плашт или Земјина мантија — слој од силикатна карпа помеѓу кората и надворешното јадро на Земјата. Има маса од 4,01 × 1024 кг или 67 % од вкупната маса на планетата.[1] Дебел е 2.900 км,[1] заземајќи околу 84 % од Земјината зафатнина. Слојот е претежно цврст, но геолошки временски размери има поведение на вискозна течност налик на карамела.[2][3] Со делумното топење на плаштот во средноокеански гребени се создава океанска кора, а од делумното топење во подрачјата на подвлекување произлегува континентална кора.[4]

Состав

[уреди | уреди извор]

Реологија

[уреди | уреди извор]

Плаштот на Земјата се дели на два поголеми реолошки слоја: крутата литосфера која го пофаќа најгорниот дел на плаштот, и порастегливата астеносфера, одвоена со границата литосфера-астеносфера. Литосферата под океанската кора е дебела околу 100 км, а онаа под континенталната кора има дебелина од 150–200 км.[5] Литосферата и кората над неа ги сочинуваат тектонски плочи кои се движат по астеносферата.

Земјиниот плашт се дели на три слоја определени од ненадејните промени на сеизмичката брзина:[6]

  • Горниот плашт (почнувајќи од Мохоровичиќиевиот дисконтинуитет, т.е. основата на кората околу 7 до 35 км, па надолу до 410 км[7]
  • Преодниот слој (околу 410–660 км), каде се стабилни вадслеитот (≈ 410–520 км) и рингвудитот (≈ 525–660 км)
  • Долниот плашт (околу 660–2.891 км), каде се стабилни бриџманитот (≈ 660–2.685 км) и постперовскитот (≈ 2.685–2.891 км)

Долните ~200 км на долниот плашт го чинат т.н. D"-слој (Гутенбергова граница), подрачје со аномални сеизмички својства. Ова подрачје содржи големи области на малобрзинско смолкнување и области на ултрамала брзина.

Минералошки состав

[уреди | уреди извор]
Фазни преобразби на плаштот

Горната површина на плаштот се одликува со нагло повишување на сеизмичката брзина, за првпат забележана во 1909 г. од хрватскиот геофизичар Андрија Мохоровичиќ; оваа граница денес се нарекува Мохоровичиќиев дисконтинуитет или „Мохо“.[8][9]

Горниот плашт се состои претежно од перидотит, сочинет од минералите оливин, клинопироксен, ортопироксен, и алуминиумска фаза. Оваа фаза е плагиоклас во најгорниот дел, а потоа спинел, па гранат под ~100 км.[10] Низ горниот плашт пироксените постепено стануваат помалку стабилни и се претвораат во мејџоритен гранат.[11]

На врвот од преодниот појас, оливинот претрпува изохемиски фазни преоди и станува вадслеит и рингвудит. За разлика од номинално безводниот оливин, овие оливински полиморфи под висок притисок имаат способност да складираат многу вода во нивната кристална структура. Ова довела до хипотезата дека преоднниот појас може да содржи големи количества вода.[12] Во основата на преодниот појас, рингвудитот се распаѓа на бриџманит (порано наречен магнезиум силикат перовскит) и феропериклас. Овде гранатот исто така станува нестабилен.[13]

Долниот плашт е сочинет главно од бриџманит и феропериклас, со мали количества на калциум перовскит, калциумско-феритно структуриран оксид и стишовит. Во најдолните ~200 км на плаштот бриџманитот изохемиски се претвора во постперовскит.[14]

Хемиски состав

[уреди | уреди извор]
Зелени ксенолити од перидотит од плаштот се опкружени со црнва вулканска лава. Овие перидотитни ксенолити биле издигнати над плаштот од стопената магма во текот на вулански избув во Аризона.

Хемискиот состав на плаштот е тешко да се утврди со сигурност поради неговата недостапност. Во ретки случаи се среќаваат камења од плаштот во офиолити, кога делови од океанската литосфера се обдуцираат на континент. Плаштовите камења се изучуваат и од ксенолити во базалти или кимберлити.

Состав на горниот
Земјин плашт[15][16]
Соединение Удел во масата (%)
SiO2 44,71
Al2O3 3,98
FeO 8,18
MnO 0,13
MgO 38,73
CaO 3,17
Na2O 0,13
Cr2O3 0,57
TiO2 0,13
NiO 0,24
K2O 0,006
P2O5 0,019

Највеќето проценки за составот на плаштот се направени од камења земени од најгорниот дел на плаштот. Постои дебата околу тоа дали остатокот од плаштот, особенот долниот плашт, го има истиот збирен состав.[17] Составот на плаштот се менувал во текот на Земјината историја поради излезената магма која се зацврснала и ги образувала океанската и континенталната кора.

Во испитување направено во 2018 г. е предложено дека во плаштот може да се создаде егзотичен облик на вода наречен мраз VII кога дијаманти што содржат водени меури под притисок се одат нагоре, разладувајќи ја водата до услови потребни за создавањето на мраз VII.[18]

Температура и притисок

[уреди | уреди извор]

Температурата во плаштот се движи од 200 °C во горната граница со кората, па до приближно 4000 °C на граница јадро-плашт.[19] Температурата на плаштот се зголемува нагло во топлинските гранични слоеви на врвот и дното од плаштот, а се зголемува постепено во неговата внатрешност.[20] Иако повисоките температури далеку ги надминуваат точките на топење на плаштовите карпи на површината (околу 1200 °C за претставителен перидотит), плаштот е во речиси исклучиво црврста состојба.[21] Огромниот литостатички притисок кој дејствува на плаштот спречува топење, бидејќи почетната температура на топење (солидусот) се зголемува правопропорционално со притисокот.

Притисокот на плаштот се накачува од неколку килобари во Мохо до 1390 килобари (139 GPa) на границата јадро-плашт.[19]

Движење

[уреди | уреди извор]
Модел на плаштовото струење. Поцрвените бои се поврели, а посините се постудени. Топлината примена на границата јадро-плашт предизвикува топлинско ширење на материјалот на дното од моделот. Со ова неговата густина се намалува и тој нагоре испушта перјаници од врел материјал. Од истата причина, разладувањето на материјалот на површината води до тонење.

Во плаштот се одвива струевито кружење на материјал поради температуранта разлика меѓу Земјината површина и надворешното јадро, како и способноста на кристалните карпи под голем притисок и температура за бавно вискозно изобличување со текот на милиони години.[8] Врелиот материјал се издига, а постудениот (потешкиот) тоне надолу. Надолното движење на материјал се случува во приближувачката граница на плочите наречени зона ни подвлекување. Местата на површината кои се наоѓаат над перјаниците се доста високи (поради пловноста на поврелата и помалку ретка перјаница под нив) и се одликуваат со жариштен вулканизам. Друго образложение за вулканизмот е пасивното растегање на кората кое ѝ дава на магмата да истече на површина: хипотезата за плочите.[22]

Струењето (конвекцијата) на Земјиниот плашт е хаотичен процес (во хидродинамичка смисла), што се смета за нераздвоив дел од движењето на плочите. Движењето на плочите е различна појава од континенталното поместување кое важи само за движењето на корите на континентите. Движењата во литосферата и плаштот под неа се одвиваат заедно бидејќи литосферата што тоне е суштински дел од струењето во плаштот. Континентално поместување претставува сложен однос помеѓу силите кои ја потиснуваат океанската литосфера и движењата во рамките на Земјиниот плашт.

Иако вискозноста е обично повисока на поголема длабочина, ова не е воопшто линеарен однос. Се јавуват слоеви на драстично намалена вискозност, особено во горниот плашт и на границата со јадрото.[23] Плаштот на 200 км над границата јадро-плашт има изразено различни сеизмички својства од малку поплитките делови; оваа необична плаштова област веднаш над јадрото се нарекува D″ („де двоен прим“).[24] D″ може да се состои од материјал од подвлечени плочи кои се спушиле и застанале на границата јадро-плашт или пак од нов минерален полиморф откриен во перовскитот, наречен постперовскит.

Плитките земјотреси се последица од раседнување; меѓутоа, на длабочина под 50 км врелината и високиот притисок би требало да спречи понатамошна сеизмичност. Плаштот се смета за вискозен и затоа некршлив. Сепак, во зоните на подвлекување земјотресите се забележуваат до длабочина од 670 км. Предложени се разни механизми како образложение на оваа појава: дехидратација, топлински излив и фазна промена. Геотермалниот градиент може да се намали кога ќе прими постуден материјал од горните слоеви, зајакнувајќи го околниот плашт и овозможувајќи појава на земјотреси до длабочина од 400 до 670 км.[25]

Притисокот на дното од плаштот изнесува ~136 GPa (1,4 милиони атмосфери).[26] Притисокот се зголемува заедно со длабочината бидејќи материјалот оздола мора да ја поднесе тежината на целиот материјал над него. Меѓутоа, целиот плашт се изобличува како течност во долги временски рамки, со трајно пластично изобличување потпомогнато од движењето на точковни, линиски и/или рамнински мани низ цврстие кристали што го сочинуваат плаштот. Се проценува дека горниот плашт има вискозност помеѓу 1019 и 1024 Pa·s, зависно од длабочината,[23] температурата, составот, напрегнатоста и ред други чинители. Затоа, горниот плашт може да тече само многу бавно. Сепак, кога врз најгорниот плашт дејствуваат големи сили, тој ослабува, и токму овој ефект се смета за важен во образувањето на границите меѓу тектонските плочи.[27]

Поврзано

[уреди | уреди извор]

Наводи

[уреди | уреди извор]
  1. ↑ 1,0 1,1 Lodders, Katharina (1998). The planetary scientist's companion. Fegley, Bruce. New York: Oxford University Press. ISBN 1-4237-5983-4. OCLC 65171709.
  2. ↑ „PDS/PPI Home Page“. pds-ppi.igpp.ucla.edu. Посетено на 29 јануари 2021.
  3. ↑ „In Depth | Earth“. NASA Solar System Exploration. Посетено на 29 јануари 2021.
  4. ↑ „What is the Earth's Mantle Made Of? - Universe Today“. Universe Today (англиски). 26 март 2016. Посетено на 24 ноември 2018.
  5. ↑ Stephen, Marshak (2015). Earth: Portrait of a Planet (5. изд.). New York: W. W. Norton & Company. ISBN 9780393937503. OCLC 897946590.
  6. ↑ Helffrich, George R.; Wood, Bernard J. (август 2001). „The Earth's mantle“. Nature. 412 (6846): 501–507. doi:10.1038/35087500. PMID 11484043. S2CID 4304379.
  7. ↑ Основата на кората може да биде на длабочина од 10 до 70 километри. Океанската кора начелно е потенка од 10 километри. „Стандардната“ континентална кора е дебела околу 35 километри, а големиот корен под Тибетската Висорамнина е дебел околу 70 киломтери.
  8. ↑ 8,0 8,1 Alden, Andrew (2007). „Today's Mantle: a guided tour“. About.com. Посетено на 25 декември 2007.
  9. ↑ „Istria on the Internet – Prominent Istrians – Andrija Mohorovicic“. 2007. Посетено на 25 декември 2007.
  10. ↑ McDonough, William F.; Rudnick, Roberta L. (31 декември 1998). Hemley, Russell J (уред.). „Chapter 4. Mineralogy and composition of the upper mantle“. Ultrahigh Pressure Mineralogy: 139–164. doi:10.1515/9781501509179-006. ISBN 9781501509179.
  11. ↑ van Mierlo, W. L.; Langenhorst, F.; Frost, D. J.; Rubie, D. C. (мај 2013). „Stagnation of subducting slabs in the transition zone due to slow diffusion in majoritic garnet“. Nature Geoscience. 6 (5): 400–403. Bibcode:2013NatGe...6..400V. doi:10.1038/ngeo1772.
  12. ↑ Bercovici, David; Karato, Shun-ichiro (септември 2003). „Whole-mantle convection and the transition-zone water filter“. Nature (англиски). 425 (6953): 39–44. Bibcode:2003Natur.425...39B. doi:10.1038/nature01918. ISSN 0028-0836. PMID 12955133. S2CID 4428456.
  13. ↑ Anderson, Don L.; Bass, Jay D. (март 1986). „Transition region of the Earth's upper mantle“. Nature. 320 (6060): 321–328. Bibcode:1986Natur.320..321A. doi:10.1038/320321a0. S2CID 4236570.
  14. ↑ Tsuchiya, Taku; Tsuchiya, Jun; Umemoto, Koichiro; Wentzcovitch, Renata M. (август 2004). „Phase transition in MgSiO3 perovskite in the earth's lower mantle“. Earth and Planetary Science Letters. 224 (3–4): 241–248. Bibcode:2004E&PSL.224..241T. doi:10.1016/j.epsl.2004.05.017.
  15. ↑ Workman, Rhea K.; Hart, Stanley R. (февруари 2005). „Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM)“. Earth and Planetary Science Letters. 231 (1–2): 53–72. Bibcode:2005E&PSL.231...53W. doi:10.1016/j.epsl.2004.12.005. ISSN 0012-821X.
  16. ↑ Anderson, D.L. (2007). New Theory of the Earth. Cambridge University Press. стр. 301. ISBN 9780521849593.
  17. ↑ Murakami, Motohiko; Ohishi, Yasuo; Hirao, Naohisa; Hirose, Kei (мај 2012). „A perovskitic lower mantle inferred from high-pressure, high-temperature sound velocity data“. Nature (англиски). 485 (7396): 90–94. Bibcode:2012Natur.485...90M. doi:10.1038/nature11004. ISSN 0028-0836. PMID 22552097. S2CID 4387193.
  18. ↑ Netburn, Deborah. „What scientists found trapped in a diamond: a type of ice not known on Earth“. Los Angeles Times. Архивирано од изворникот 12 март 2018. Посетено на 12 март 2018.
  19. ↑ 19,0 19,1 Katharina., Lodders (1998). The planetary scientist's companion. Fegley, Bruce. New York: Oxford University Press. ISBN 978-1423759836. OCLC 65171709.
  20. ↑ Turcotte, DL; Schubert, G (2002). „4“. Geodynamics (2. изд.). Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. стр. 136–7. ISBN 978-0-521-66624-4.
  21. ↑ Louie, J. (1996). „Earth's Interior“. University of Nevada, Reno. Архивирано од изворникот на 20 јули 2011. Посетено на 24 декември 2007.
  22. ↑ Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0.
  23. ↑ 23,0 23,1 Walzer, Uwe; Hendel, Roland and Baumgardner, John. Mantle Viscosity and the Thickness of the Convective Downwellings. igw.uni-jena.de
  24. ↑ Alden, Andrew. „The End of D-Double-Prime Time?“. About.com. Посетено на 25 декември 2007.
  25. ↑ Stern, Robert J. (2002), „Subduction zones“, Reviews of Geophysics, 40 (4): 1012, Bibcode:2002RvGeo..40.1012S, doi:10.1029/2001RG000108, S2CID 15347100
  26. ↑ Burns, Roger George (1993). Mineralogical Applications of Crystal Field Theory. Cambridge University Press. стр. 354. ISBN 978-0-521-43077-7. Посетено на 26 декември 2007.
  27. ↑ Kearey, P.; Klepeis, K.A.; Vine, F.J. (2009). Global tectonics (3. изд.). Oxford: Wiley-Blackwell. стр. 184–188. ISBN 9781405107778.

Надворешни врски

[уреди | уреди извор]
Нормативна контрола
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Земјин_плашт&oldid=5257978“