Korelace pojmů "zemská kůra", "litosféra", "tektonosféra". Stavba zemského pláště a jeho složení Tlak a teplota
D.Yu Pušcharovský, Yu.M. Pushcharovsky (Moskevská státní univerzita pojmenovaná po M. V. Lomonosov)
Složení a struktura hlubokých skořápek Země je v posledních desetiletích nadále jedním z nejzajímavějších problémů moderní geologie. Počet přímých údajů o problematice hlubokých zón je velmi omezený. Zvláštní místo v tomto ohledu zaujímá minerální agregát z lesothoské kimberlitové roury (Jižní Afrika), který je považován za zástupce plášťových hornin vyskytujících se v hloubce ~250 km. Jádro vytěžené z nejhlubšího vrtu na světě, vyvrtaného na poloostrově Kola a dosahujícího 12 262 m, významně rozšířilo vědecké chápání hlubokých horizontů zemské kůry – tenkého povrchu zeměkoule. Zároveň nejnovější data geofyziky a experimentů souvisejících se studiem strukturních přeměn minerálů již nyní umožňují modelovat mnoho rysů struktury, složení a procesů probíhajících v hlubinách Země, jejichž znalost přispívá k řešení takových klíčových problémů moderní přírodní vědy, jako je vznik a vývoj planety, dynamika zemské kůry a pláště, zdroje nerostných surovin, hodnocení rizik ukládání nebezpečných odpadů ve velkých hloubkách, energetické zdroje Země atd.
Seismický model struktury Země
Všeobecně známý model vnitřní stavby Země (její rozdělení na jádro, plášť a zemskou kůru) vyvinuli seismologové G. Jeffreys a B. Gutenberg již v první polovině 20. století. Rozhodujícím faktorem bylo zjištění prudkého poklesu rychlosti průchodu seismických vln uvnitř zeměkoule v hloubce 2900 km s poloměrem planety 6371 km. Rychlost šíření podélných seismických vln přímo nad stanovenou hranicí je 13,6 km/sa pod ní - 8,1 km/s. Tak to je hranice mezi pláštěm a jádrem.
Poloměr jádra je tedy 3471 km. Horní hranice pláště je seismická část Mohorovic ( Moho, M), identifikovaný jugoslávským seismologem A. Mohorovičem (1857-1936) již v roce 1909. Odděluje zemskou kůru od pláště. Na této hranici se rychlosti podélných vln, které prošly zemskou kůrou, náhle zvýší z 6,7-7,6 na 7,9-8,2 km/s, ale to se děje v různých hloubkách. Pod kontinenty je hloubka sekce M (tedy chodidel zemské kůry) několik desítek kilometrů a pod některými horskými strukturami (Pamír, Andy) může dosáhnout 60 km, zatímco pod oceánskými pánvemi, včetně vodního sloupce je hloubka pouze 10-12 km . Obecně se zemská kůra v tomto schématu jeví jako tenká skořápka, zatímco plášť zasahuje do hloubky do 45 % zemského poloměru.
Ale v polovině 20. století vstoupily do vědy myšlenky o zlomkovitější hluboké struktuře Země. Na základě nových seismologických dat se ukázalo, že je možné rozdělit jádro na vnitřní a vnější a plášť na spodní a svrchní (obr. 1). Tento oblíbený model se používá dodnes. Začal to australský seismolog K.E. Bullen, který na počátku 40. let navrhl schéma rozdělení Země na zóny, které označil písmeny: A - zemská kůra, B - zóna v hloubkovém intervalu 33-413 km, C - zóna 413- 984 km, D - pásmo 984-2898 km, D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (střed Země). Tyto zóny se liší seismickými charakteristikami. Později rozdělil zónu D na zóny D "(984-2700 km) a D" (2700-2900 km). V současné době je toto schéma výrazně upraveno a v literatuře je široce používána pouze vrstva D. Její hlavní charakteristikou je pokles gradientů seismické rychlosti ve srovnání s nadložní oblastí pláště.
Rýže. 1. Schéma hlubinné struktury Země
Čím více seismologických studií se provádí, tím více seismických hranic se objevuje. Globální hranice jsou považovány za 410, 520, 670, 2900 km, kde je zvláště patrný nárůst rychlostí seismických vln. Spolu s nimi se rozlišují mezilehlé hranice: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Kromě toho existují náznaky geofyziků o existenci hranic 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. N.I. Pavlenková nedávno vyčlenila hranici 100 jako globální, což odpovídá spodní úrovni rozdělení horního pláště na bloky. Mezilehlé hranice mají odlišné prostorové rozložení, což ukazuje na boční variabilitu fyzikálních vlastností pláště, na kterých závisí. Globální hranice představují jinou kategorii jevů. Odpovídají globálním změnám v prostředí pláště podél poloměru Země.
Vyznačené globální seismické hranice se využívají při konstrukci geologických a geodynamických modelů, zatímco mezilehlé v tomto smyslu dosud nevzbudily téměř žádnou pozornost. Mezitím rozdíly v rozsahu a intenzitě jejich projevů vytvářejí empirický základ pro hypotézy týkající se jevů a procesů v hlubinách planety.
Níže uvažujeme, jak geofyzikální hranice korelují s nedávnými výsledky strukturálních změn minerálů pod vlivem vysokých tlaků a teplot, jejichž hodnoty odpovídají podmínkám zemských hlubin.
Problém složení, struktury a minerálních asociací hlubokých zemských schránek nebo geosfér má samozřejmě ještě daleko ke konečnému řešení, ale nové experimentální výsledky a nápady významně rozšiřují a upřesňují odpovídající myšlenky.
Podle moderních názorů dominuje složení pláště relativně malá skupina chemických prvků: Si, Mg, Fe, Al, Ca a O. modely složení geosféry jsou primárně založeny na rozdílu v poměrech těchto prvků (variace Mg / (Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe) / Si = 1,2Р1,9), stejně jako rozdíly v obsahu Al a některé další vzácnější prvky pro hluboké horniny. V souladu s chemickým a mineralogickým složením dostaly tyto modely svá jména: pyrolitické(hlavními minerály jsou olivín, pyroxeny a granát v poměru 4:2:1), piklogitický(hlavními minerály jsou pyroxen a granát, podíl olivínu klesá na 40 %) a eklogitický, který spolu s asociací pyroxen-granát charakteristickou pro eklogity obsahuje i některé vzácnější minerály, zejména Al-nosný kyanit Al2SiO5 (až až 10 % hmotn.). Všechny tyto petrologické modely však odkazují především na horní plášťové horniny sahající do hloubky ~670 km. S ohledem na objemové složení hlubších geosfér se pouze předpokládá, že poměr oxidů dvojmocných prvků (MO) k oxidu křemičitému (MO/SiO2) ~ 2, je blíže olivínu (Mg, Fe)2SiO4 než pyroxenu (Mg). , Fe)SiO3 a minerálů dominují perovskitové fáze (Mg, Fe)SiO3 s různými strukturními distorzemi, magnesiouustit (Mg, Fe)O se strukturou typu NaCl a některé další fáze v mnohem menším množství.
Silikátová skořápka Země, její plášť, se nachází mezi podrážkou zemské kůry a povrchem zemského jádra v hloubce asi 2 900 km. Obvykle se podle seismických údajů plášť dělí na svrchní (vrstva B) až do hloubky 400 km, přechodnou vrstvu Golitsyn (vrstva C) v hloubkovém intervalu 400-1000 km a spodní plášť ( vrstva D) se základnou v hloubce asi 2 900 km. Pod oceány ve svrchním plášti se také nachází vrstva nízkých rychlostí šíření seismických vln – Gutenbergův vlnovod, obvykle ztotožňovaný s astenosférou Země, v níž je látka pláště v částečně roztaveném stavu. Pod kontinenty se zóna nízkých rychlostí zpravidla nerozlišuje nebo je slabě vyjádřena.
Složení svrchního pláště obvykle zahrnuje i subkrustální části litosférických desek, ve kterých je plášťová hmota ochlazována a zcela krystalizována. Pod oceány se tloušťka litosféry pohybuje od nuly pod riftovými zónami do 60–70 km pod propastnými pánvemi oceánů. Pod kontinenty může tloušťka litosféry dosáhnout 200-250 km.
Naše informace o stavbě pláště a zemského jádra, stejně jako o stavu hmoty v těchto geosférách, byly získány především ze seismologických pozorování, interpretací křivek cestovní doby seismických vln, s přihlédnutím ke známým rovnicím hydrostatiky, a to jak v případě, že se jedná o zemský plášť, tak i o stavění hmoty v těchto geosférách. které se týkají gradientů hustoty a hodnot rychlostí šíření podélných a příčných vln v médiu. Tato technika byla vyvinuta známými geofyziky G. Jeffriesem, B. Gutenbergem a především C. Bullenem již v polovině 40. let a poté výrazně vylepšena C. Bullenem a dalšími seismology. Distribuce hustoty v plášti konstruovaném pomocí této metody pro několik nejoblíbenějších modelů Země jsou znázorněny na Obr. deset.
Obrázek 10.
1 - Naimark-Sorochtinův model (1977a); 2 - Bullen model AI (1966); 3 - Žarkovův model "Země-2" (Zharkov et al., 1971); 4 - přepočet dat Pankova a Kalinina (1975) pro složení lherzolitů s adiabatickým rozložením teplot.
Jak je vidět z obrázku, hustota svrchního pláště (vrstva B) roste s hloubkou z 3,3-3,32 na asi 3,63-3,70 g/cm 3 v hloubce asi 400 km. Dále v Golitsynově přechodové vrstvě (vrstva C) se gradient hustoty prudce zvyšuje a hustota stoupá na 4,55-4,65 g/cm 3 v hloubce 1 000 km. Vrstva Golitsyn postupně přechází do spodního pláště, jehož hustota se postupně (podle lineárního zákona) zvyšuje na 5,53–5,66 g/cm 3 v hloubce asi 2 900 km u jeho základny.
Zvýšení hustoty pláště s hloubkou je vysvětleno zhutněním jeho hmoty pod vlivem stále se zvyšujícího tlaku nadložních vrstev pláště, který dosahuje hodnot 1,35-1,40 Mbar u paty pláště. Zvláště patrné zhutnění plášťových silikátů nastává v hloubkovém intervalu 400-1000 km. Jak ukázal A. Ringwood, právě v těchto hloubkách mnoho minerálů prochází polymorfními přeměnami. Zejména nejběžnější minerál v plášti, olivín, získává spinelovou krystalickou strukturu a pyroxeny získávají ilmenit a poté nejhustší perovskitovou strukturu. V ještě větších hloubkách se většina silikátů, snad s výjimkou pouze enstatitu, rozkládá na jednoduché oxidy s nejbližším uspořádáním atomů v odpovídajících krystalitech.
Fakta pohybu litosférických desek a driftu kontinentů přesvědčivě svědčí o existenci intenzivních konvektivních pohybů v plášti, které během života Země opakovaně mísily veškerou látku této geosféry. Z toho můžeme usoudit, že složení svrchního i spodního pláště je v průměru stejné. Složení svrchního pláště je však s jistotou určeno z nálezů ultrabazických hornin oceánské kůry a složení ofiolitových komplexů. Studiem ofiolitů zvrásněných pásů a bazaltů oceánských ostrovů navrhl A. Ringwood již v roce 1962 hypotetické složení svrchního pláště, který nazval pyrolit, získané smícháním tří dílů peridotitu alpského typu - habsburského s jedním dílem havajského čedič. Pyrolit Ringwood je svým složením blízký oceánským lherzolitům, které podrobně studoval L.V. Dmitriev (1969, 1973). Ale na rozdíl od pyrolitu není oceánský lherzolit hypotetickou směsí hornin, ale skutečnou plášťovou horninou, která vystoupila z pláště v zemských trhlinových zónách a je obnažena v transformačních zlomech v blízkosti těchto zón. L.V. Dmitriev navíc prokázal komplementaritu oceánských čedičů a restitových (zbytkových po tavení čedičů) harzburgitů ve vztahu k oceánským lherzolitům, čímž prokázal prvenství lherzolitů, z nichž jsou následně vytaveny tholeitické bazalty středooceánských hřbetů a hřbetů. zbytek je zachován restit harzburgit. Nejblíže složení svrchního pláště a následně i celého pláště tedy odpovídá oceánskému lherzolitu popsanému L. V. Dmitrievem, jehož složení je uvedeno v tabulce. jeden.
| oxidy | Složení kontinentální kůry (1) | Modelové složení zemského pláště (2) | Modelové složení zemského jádra | Složení primární hmoty Země (výpočet) | Průměrné složení chondritů (3) | Průměrné složení uhlíkatých chondritů (4) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Si02 | 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 |
| Fe203 | 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 |
| Na20 | 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 | — |
| Součet | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 99,48 | 98,39 |
Rozpoznání existence konvektivních pohybů v plášti navíc umožňuje určit jeho teplotní režim, jelikož při konvekci by se rozložení teplot v plášti mělo blížit adiabatickému, tzn. k takovému, ve kterém nedochází k výměně tepla mezi sousedními objemy pláště, spojené s tepelnou vodivostí látky. V tomto případě dochází k tepelným ztrátám pláště pouze v jeho horní vrstvě - přes zemskou litosféru, jejíž rozložení teplot se již výrazně liší od adiabatického. Ale adiabatické rozložení teplot lze snadno vypočítat z parametrů hmoty pláště.
Pro ověření hypotézy o stejném složení svrchního a spodního pláště byla vypočtena hustota oceánského lherzolitu vyzdviženého v transformačním zlomu Carlsberg Ridge v Indickém oceánu metodou rázové komprese silikátů na tlaky asi 1,5 Mbar. K takovému „experimentu“ není vůbec nutné stlačovat samotný vzorek horniny na tak vysoké tlaky, stačí znát jeho chemické složení a výsledky předchozích experimentů na rázové kompresi jednotlivých horninotvorných oxidů. Výsledky takového výpočtu, provedeného pro adiabatické rozložení teplot v plášti, byly porovnány se známými rozloženími hustoty ve stejné geosféře, ale získanými ze seismologických dat (viz obr. 10). Jak je vidět z výše uvedeného srovnání, rozložení hustoty oceánského lherzolitu při vysokých tlacích a adiabatické teplotě dobře aproximuje skutečné rozložení hustoty v plášti, získané ze zcela nezávislých dat. To svědčí ve prospěch reálnosti učiněných předpokladů o složení lherzolitu celého pláště (svrchní a spodní) a o adiabatickém rozložení teplot v této geosféře. Známe-li rozložení hustoty hmoty v plášti, lze také vypočítat její hmotnost: ukáže se, že se rovná (4,03-4,04) × 10 2 g, což je 67,5% celkové hmotnosti Země.
Na bázi spodního pláště se odlišuje další plášťová vrstva o mocnosti asi 200 km, obvykle označovaná symbolem D'', ve které se zmenšují gradienty rychlostí šíření seismických vln a zvyšuje se útlum příčných vln. Navíc na základě analýzy dynamických vlastností šíření vln odražených od povrchu zemského jádra, I.S. Berzonovi a jejím kolegům (1968, 1972) se podařilo identifikovat tenkou přechodnou vrstvu mezi pláštěm a jádrem o tloušťce asi 20 km, kterou jsme nazvali Berzonova vrstva, ve které rychlost příčných vln v dolní polovině klesá s hloubkou od 7,3. km/s téměř na nulu. Snížení rychlosti příčných vln lze vysvětlit pouze snížením hodnoty modulu tuhosti a následně snížením koeficientu efektivní viskozity látky v této vrstvě.
Samotná hranice přechodu z pláště do zemského jádra zůstává poměrně ostrá. Soudě podle intenzity a spektra seismických vln odražených od povrchu jádra nepřesahuje tloušťka takové mezní vrstvy 1 km.
OTÁZKA #5
Plášť a jádro Země. Struktura, síla, fyzická kondice a složení. Korelace pojmů "zemská kůra", "litosféra", "tektonosféra".
plášť:
Pod zemskou kůrou se nachází další vrstva, tzv plášť. Obklopuje jádro planety a má tloušťku téměř tři tisíce kilometrů. Struktura zemského pláště je velmi složitá, a proto vyžaduje podrobnou studii.
Název této lastury (geosféra) pochází z řeckého slova pro plášť nebo závoj. V realitě, plášť jako závoj zahaluje jádro. Tvoří asi 2/3 hmotnosti Země a přibližně 83 % jejího objemu.
Teplota pláště nepřesahuje 2500 stupňů Celsia. Skládá se plášť z pevných krystalických látek (těžké minerály bohaté na železo a hořčík). Jedinou výjimkou je astenosféra, který je v poloroztaveném stavu.
Struktura zemského pláště:
Geosféra se skládá z následujících částí:
svrchní plášť, mocný 800-900 km;
· astenosféra;
Spodní plášť je silný asi 2000 km.
Horní plášť:
Část skořápky, která se nachází pod zemskou kůrou a vstupuje do litosféry. Na druhé straně se dělí na astenosféru a vrstvu Golitsyn, která se vyznačuje intenzivním nárůstem rychlostí seismických vln. Tato pevná složka pláště tvoří spolu se zemskou kůrou jakousi tuhou skořápku Země, nazývaná litosféra .
Tato část zemského pláště ovlivňuje procesy, jako jsou tektonické pohyby desek, metamorfóza a magmatismus. Stojí za zmínku, že jeho struktura se liší podle toho, pod kterým tektonickým objektem se nachází.
Astenosféra:
Název střední vrstvy skořápky je přeložen z řečtiny jako "slabá koule". Geosféra, která je připisována horní části pláště a někdy izolovaná jako samostatná vrstva, se vyznačuje sníženou tvrdostí, pevností a viskozitou.
Horní hranice astenosféry je vždy pod extrémní linií zemské kůry: pod kontinenty - v hloubce 100 km, pod mořským dnem - 50 km.
Jeho spodní linie se nachází v hloubce 250-300 km.
Astenosféra je hlavním zdrojem magmatu na planetě a pohyb amorfní a plastické hmoty je považován za příčinu tektonických pohybů v horizontálních a vertikálních rovinách, magmatismu a metamorfózy zemské kůry.
Spodní plášť:
O spodní části pláště vědí vědci jen málo. Předpokládá se, že na hranici s jádrem je speciální vrstva D, připomínající astenosféru. Vyznačuje se vysokou teplotou (díky blízkosti rozžhaveného jádra) a nehomogenitou hmoty. Složení hmoty zahrnuje železo a nikl.
Pod nejnižší vrstvou pláště, v hloubce asi 2900 km, se nachází další hraniční oblast, ve které seismické vlny dramaticky mění povahu svého šíření. Příčné seismické vlny se zde vůbec nešíří, což svědčí o změně kvalitativního složení látky tvořící mezní vrstvu.
Zde je hranice mezi pláštěm a jádrem Země.
Složení pláště:
Vytváří se geosféra jsou přítomny olivín a ultrabazické horniny (peridotity, perovskity, dunity), ale i bazické horniny (eklogity). Bylo zjištěno, že skořápka obsahuje vzácné odrůdy, které se nenacházejí v zemské kůře (grospidity, flogopitové peridotity, karbonatity).
Pokud mluvit o chemické složení , pak plášť obsahuje v různých koncentracích: kyslík, hořčík, křemík, železo, hliník, vápník, sodík a draslík a také jejich oxidy.
Napájení:
Tloušťka zemského pláště je: 2800 km.
Jádro:
Existence jádra naší planety byla objevena již v roce 1936, o jeho složení a struktuře je zatím známo jen málo.
Hloubka - 2900 km. Průměrný poloměr koule je 3500 km.
Teplota na povrchu pevného jádra Země dosahuje pravděpodobně 5960 ± 500 °C, ve středu jádra může být hustota asi 12,5 t/m³, tlak až 3,7 milionu atm. Hmotnost jádra je 1,932 1024 kg.
Je docela možné, že látky, které tvoří centrální oblasti jádra, nepřecházejí do kapalného stavu a krystalizují i při kolosálních teplotách. Předpokládá se, že většinu zemského jádra tvoří železo nebo slitiny železa a niklu, jejichž množství v celkové hmotnosti jádra může dosáhnout jedné třetiny.
Struktura zemského jádra:
Podle moderních představ o struktuře zemského jádra se rozlišují jeho vnější a vnitřní složky.
vnější jádro
vnitřní jádro
Vnější jádro:
Úplně první vrstva jádra, která je v přímém kontaktu s pláštěm, je vnější jádro. Jeho horní hranice se nachází v hloubce 2,3 tisíce kilometrů pod hladinou moře a spodní hranice je v hloubce 2900 kilometrů.
vnější jádro je tekutý, obsahuje velké množství železa a je v nepřetržitém pohybu.
vnější jádro ohřívá plášť – a na některých místech natolik, že stoupající proudy magmatu dosahují dokonce až na povrch a způsobují sopečné erupce.
Existence magnetického pole kolem Země je spojena s pohybem vrstev kapalné složky jádra planety. Kolem vodiče s proudem se vytváří magnetické pole, a protože tekutá vrstva jádra obsahující železo je vodič a neustále se pohybuje, je výskyt mohutných proudů elektřiny v ní zcela pochopitelný.
Tento proud tvoří magnetické pole naší planety.
Napájení:
Výkon vnějšího jádra Země je: 2220 km.
V hloubce něco málo přes 5000 km se rozprostírá hranice mezi kapalným (vnějším) a pevným (vnitřním) jádrem.
Vnitřní jádro:
Uvnitř tekutého pláště je vnitřní jádro. Jedná se o pevné jádro Země, jehož průměr je 1220 kilometrů.
Tato část jádra je velmi hustá – průměrná koncentrace látky dosahuje 12,8–13 g/cm3, což je dvojnásobek hustoty železa, a horká – žhavení dosahuje pověstných 5–6 tisíc stupňů Celsia.
Podle existující hypotézy se v něm pevná fáze hmoty udržuje díky kolosálním teplotám a tlaku. Kromě železa může jádro obsahovat lehčí prvky - křemík, síru, kyslík, vodík atd.
Mezi vědci existuje hypotéza, že pod vlivem obrovských tlaků jsou tyto látky, které svou povahou nejsou kovy, schopné metalizace. Je docela možné, že i metalizovaný vodík je přítomen v pevném jádru naší planety.
Napájení:
Výkon vnitřního jádra Země je: 1250 km.
Korelace pojmů "zemská kůra", "litosféra", "tektonosféra".
| zemská kůra | Litosféra | tektonosféra |
| Vnější tvrdý obal naší planety. | Horní kamenitá skořápka Země včetně zemské kůry a suprastenosférického pláště. | Geosféra Země, která zahrnuje litosféru a vrstvu s nízkou viskozitou, astenosféru. |
| Kontinentální kůra má mocnost 35-45 km, v horských oblastech až 80 km. Kontinentální kůra se dělí na vrstvy: Sedimentární vrstva; · Žulová vrstva; · Čedičová vrstva. oceánská kůra má mocnost 5-10 km. Oceánská kůra je rozdělena do 3 vrstev: · Vrstva mořských sedimentů; Střední vrstva nebo "druhá"; · Nejnižší vrstva neboli „oceánská“. Existuje také přechodný typ zemské kůry. | Ve struktuře litosféry se rozlišují mobilní oblasti (složené pásy) a relativně stabilní platformy. Horní část litosféry hraničí s atmosférou a hydrosférou. Spodní hranice litosféry se nachází nad astenosférou – vrstvou se sníženou tvrdostí, pevností a viskozitou v horním plášti Země. | V geologickém smyslu lze podle materiálového složení tektonosféru vysledovat do hloubky 400 km, ale ve smyslu fyzikálním, reologickém se dělí na litosféra a astenosféra a litosféra zahrnuje kromě kůry i nějakou část svrchního pláště. |
Má zvláštní složení, lišící se od složení zemské kůry, která jej pokrývá. Údaje o chemickém složení pláště byly získány na základě rozborů nejhlubších vyvřelých hornin, které se dostaly do horních horizontů Země v důsledku mohutných tektonických výzdvihů s odstraňováním plášťového materiálu. Mezi tyto horniny patří ultrabazické horniny - dunity, peridotity vyskytující se v horských systémech. Skály Svatopavlovských ostrovů ve střední části Atlantského oceánu podle všech geologických údajů patří k materiálu pláště. Materiál pláště zahrnuje také úlomky hornin sesbírané sovětskými oceánografickými expedicemi ze dna Indického oceánu v oblasti Indického oceánu. Pokud jde o mineralogické složení pláště, lze zde očekávat výrazné změny, počínaje svrchními horizonty a konče bází pláště, vlivem zvýšení tlaku. Svrchní plášť je tvořen převážně silikáty (olivíny, pyroxeny, granáty), které jsou stabilní a v relativně nízkých tlacích. Spodní plášť je složen z minerálů s vysokou hustotou.
Nejběžnější složkou pláště je oxid křemičitý ve složení silikátů. Ale při vysokých tlacích může oxid křemičitý přejít do hustší polymorfní modifikace - stishovit. Tento minerál získal sovětský badatel Stishov a pojmenoval jej po něm. Má-li běžný křemen hustotu 2,533 r/cm 3, pak stishovit, vytvořený z křemene při tlaku 150 000 barů, má hustotu 4,25 g/cm 3 .
Kromě toho jsou ve spodním plášti pravděpodobné i hustší minerální modifikace jiných sloučenin. Na základě výše uvedeného lze důvodně předpokládat, že se zvyšujícím se tlakem se obvyklé železito-hořečnaté silikáty olivínů a pyroxenů rozkládají na oxidy, které mají jednotlivě vyšší hustotu než silikáty, které jsou stabilní ve svrchním plášti.
Svrchní plášť tvoří převážně železito-hořečnaté silikáty (olivíny, pyroxeny). Některé hlinitokřemičitany se zde mohou přeměnit na hutnější minerály, jako jsou granáty. Pod kontinenty a oceány má svrchní plášť jiné vlastnosti a pravděpodobně i jiné složení. Lze pouze předpokládat, že v oblasti kontinentů je plášť více diferencovaný a má méně SiO 2 kvůli koncentraci této složky v hlinitokřemičité kůře. Pod oceány je plášť méně diferencovaný. Ve svrchním plášti se mohou vyskytovat hustší polymorfní modifikace olivínu se spinelovou strukturou apod.
Přechodná vrstva pláště se vyznačuje neustálým zvyšováním rychlostí seismických vln s hloubkou, což naznačuje výskyt hustších polymorfních modifikací hmoty. Zde se zjevně objevují oxidy FeO, MgO, GaO, SiO 2 ve formě wustitu, periklasu, vápna a stishovitu. Jejich počet roste s hloubkou, zatímco množství běžných silikátů klesá a pod 1000 km tvoří nevýznamný zlomek.
Spodní plášť v hloubce 1000-2900 km téměř úplně sestává z hustých odrůd minerálů - oxidů, o čemž svědčí jeho vysoká hustota v rozmezí 4,08-5,7 g/cm 3 . Vlivem zvýšeného tlaku se stlačují husté oxidy, čímž se dále zvyšuje jejich hustota. Obsah železa se také pravděpodobně zvyšuje ve spodním plášti.
Zemské jádro. Otázka složení a fyzikální podstaty jádra naší planety je jedním z nejvíce vzrušujících a záhadných problémů geofyziky a geochemie. Teprve nedávno došlo k malé osvětě v řešení tohoto problému.
Obrovské centrální jádro Země, které zabírá vnitřní oblast hlubší než 2900 km, se skládá z velkého vnějšího jádra a malého vnitřního. Podle seismických údajů má vnější jádro vlastnosti kapaliny. Nepřenáší příčné seismické vlny. Absence kohezních sil mezi jádrem a spodním pláštěm, povaha přílivu a odlivu v plášti a kůře, rysy pohybu osy rotace Země v prostoru, povaha průchodu seismických vln hlouběji než 2900 km naznačují že vnější jádro Země je tekuté.
Někteří autoři předpokládali, že složení jádra pro chemicky homogenní model Země je silikátové a vlivem vysokého tlaku přešly silikáty do „metalizovaného“ stavu a získaly atomovou strukturu, ve které jsou vnější elektrony společné. Výše uvedená geofyzikální data jsou však v rozporu s předpokladem „metalizovaného“ stavu silikátového materiálu v zemském jádru. Zejména nepřítomnost soudržnosti mezi jádrem a pláštěm nemůže být kompatibilní s „pokoveným“ pevným jádrem, což bylo předpokládáno v hypotéze Lodochnikov-Ramsay. Velmi důležitá nepřímá data o jádru Země byla získána při experimentech se silikáty pod vysokým tlakem. V tomto případě tlak dosáhl 5 milionů atm. Mezitím ve středu Země je tlak 3 miliony atm. a na hranici jádra - přibližně 1 milion atm. Experimentálně se tak podařilo zablokovat tlaky, které existují v samotných hlubinách Země. V tomto případě byla u silikátů pozorována pouze lineární komprese bez skoku a přechodu do „metalizovaného“ stavu. Navíc při vysokých tlacích a v hloubkách 2900-6370 km nemohou být křemičitany v kapalném stavu jako oxidy. Jejich teplota tání se zvyšuje s rostoucím tlakem.
Velmi zajímavé výsledky byly v posledních letech získány o vlivu velmi vysokých tlaků na teplotu tání kovů. Ukázalo se, že řada kovů při vysokých tlacích (300 000 atm. a více) přechází do kapalného stavu při relativně nízkých teplotách. Podle některých výpočtů by slitina železa s příměsí niklu a křemíku (76 % Fe, 10 % Ni, 14 % Si) v hloubce 2900 km pod vlivem vysokého tlaku měla být v kapalném stavu již při teplota 1000 °C. Ale teplota v těchto hloubkách by podle nejkonzervativnějších odhadů geofyziků měla být mnohem vyšší.
Ve světle moderních dat geofyziky a fyziky vysokého tlaku, jakož i údajů z kosmochemie naznačujících vedoucí roli železa jako nejrozšířenějšího kovu ve vesmíru, je tedy třeba předpokládat, že zemské jádro je tvořeno převážně tekutým železem příměs niklu. Výpočty amerického geofyzika F. Birche však ukázaly, že hustota zemského jádra je o 10 % nižší než u slitiny železa a niklu při teplotách a tlacích panujících v jádru. Z toho vyplývá, že kovové jádro Země musí obsahovat značné množství (10-20 %) nějakého druhu plic. Ze všech nejlehčích a nejběžnějších prvků jsou nejpravděpodobnější křemík (Si) a síra (S) | Přítomnost jednoho nebo druhého může vysvětlit pozorované fyzikální vlastnosti zemského jádra. Proto se otázka, co je příměsí zemského jádra – křemíku nebo síry, ukazuje jako diskutabilní a souvisí se způsobem utváření naší planety v praxi.
A. Ridgwood v roce 1958 předpokládal, že zemské jádro obsahuje křemík jako lehký prvek, argumentoval tím, že elementární křemík v množství několika hmotnostních procent se nachází v kovové fázi některých redukovaných chondritových meteoritů (enstatit). Neexistují však žádné další argumenty ve prospěch přítomnosti křemíku v zemském jádru.
Předpoklad, že v zemském jádru je síra, vyplývá ze srovnání jejího rozložení v chondritovém materiálu meteoritů a zemském plášti. Srovnání elementárních atomárních poměrů některých těkavých prvků ve směsi kůry a pláště a v chondritech tedy ukazuje prudký nedostatek síry. V materiálu pláště a kůry je koncentrace síry o tři řády nižší než v průměrném materiálu sluneční soustavy, který je brán jako chondrity.
Možnost ztráty síry při vysokých teplotách primitivní Země je eliminována, protože jiné těkavější prvky než síra (například H2 ve formě H2O), u nichž bylo zjištěno, že mají mnohem menší nedostatek, by se ztratily mnohem více. rozsah. Navíc, když se sluneční plyn ochladí, síra se chemicky váže se železem a přestává být těkavým prvkem.
V tomto ohledu je docela možné, že se do zemského jádra dostává velké množství síry. Je třeba poznamenat, že za jinak stejných okolností je bod tání systému Fe-FeS mnohem nižší než bod tání železa nebo plášťového silikátu. Takže při tlaku 60 kbar bude teplota tání systému (eutektického) Fe-FeS 990 ° C, zatímco čisté železo - 1610 ° a plášťový pyrolit - 1310. Proto se zvýšením teploty v útrobách z původně homogenní Země se nejprve vytvoří tavenina železa obohacená sírou a díky své nízké viskozitě a vysoké hustotě snadno odteče do centrálních částí planety a vytvoří železito-sirnaté jádro. Přítomnost síry v prostředí niklu a železa tedy působí jako tavidlo, které snižuje jeho teplotu tání jako celku. Hypotéza o přítomnosti značného množství síry v zemském jádru je velmi atraktivní a není v rozporu se všemi známými údaji geochemie a kosmochemie.
Moderní představy o povaze nitra naší planety tedy odpovídají chemicky diferencovanému glóbu, který se ukázal být rozdělen na dvě různé části: mohutný pevný silikátovo-oxidový plášť a tekuté, většinou kovové jádro. Zemská kůra je nejlehčí svrchní pevná skořápka, sestávající z hlinitokřemičitanů a mající nejsložitější strukturu.
Shrneme-li výše uvedené, můžeme vyvodit následující závěry.
- Země má vrstvenou zonální strukturu. Skládá se ze dvou třetin z pevného křemičito-oxidového obalu – pláště a z jedné třetiny z kovového tekutého jádra.
- Hlavní vlastnosti Země naznačují, že jádro je v kapalném stavu a tyto vlastnosti je schopno zajistit pouze železo z nejběžnějších kovů s příměsí některých lehkých prvků (nejspíše síry).
- Ve svých horních horizontech má Země asymetrickou strukturu, pokrývající kůru a svrchní plášť. Oceánská polokoule ve svrchním plášti je méně diferencovaná než protější kontinentální polokoule.
Úkolem každé kosmogonické teorie vzniku Země je vysvětlit tyto základní rysy její vnitřní povahy a složení.
Planeta, na které žijeme, je třetí od Slunce, s přirozeným satelitem - Měsícem.
Naše planeta se vyznačuje vrstvenou strukturou. Skládá se z pevného silikátového obalu - zemské kůry, pláště a kovového jádra, uvnitř pevné, vně tekuté.
Hraniční zóna (povrch Moho) odděluje zemskou kůru od pláště. Své jméno dostal na počest jugoslávského seismologa A. Mohoroviče, který studiem balkánských zemětřesení prokázal přítomnost tohoto rozlišení. Tato zóna se nazývá spodní hranice zemské kůry.
Další vrstvou je zemský plášť
Pojďme se s ním seznámit. Plášť Země je fragment, který se nachází pod kůrou a téměř dosahuje jádra. Jinými slovy, je to závoj, který zakrývá „srdce“ Země. Toto je hlavní součást zeměkoule.
Skládá se z hornin, jejichž struktura zahrnuje křemičitany železa, vápníku, hořčíku atd. Obecně se vědci domnívají, že jeho vnitřní obsah je svým složením podobný kamenným meteoritům (chondritům). Ve větší míře zemský plášť zahrnuje chemické prvky, které jsou v pevné formě nebo v pevných chemických sloučeninách: železo, kyslík, hořčík, křemík, vápník, oxidy, draslík, sodík atd.
Nikdy ho lidské oko nevidělo, ale podle vědců zabírá většinu objemu Země, asi 83 %, jeho hmotnost je téměř 70 % zeměkoule.
A také je předpoklad, že směrem k zemskému jádru se tlak zvyšuje a teplota dosahuje svého maxima.
Díky tomu se teplota zemského pláště měří na více než tisíc stupňů. Za takových okolností by se zdálo, že by se látka pláště měla roztavit nebo přeměnit na plynné skupenství, ale tento proces je zastaven silným tlakem.
Proto je zemský plášť v krystalicky pevném stavu. I když je horko.
Jaká je struktura zemského pláště?
Geosféru lze charakterizovat přítomností tří vrstev. Jedná se o horní plášť Země, za nímž následuje astenosféra a řadu uzavírá spodní plášť.
Plášť se skládá z horního a spodního pláště, první se rozprostírá v šířce od 800 do 900 km, druhý má šířku 2 tisíce kilometrů. Celková tloušťka zemského pláště (obě vrstvy) je přibližně tři tisíce kilometrů.
Vnější fragment se nachází pod zemskou kůrou a vstupuje do litosféry;
Podle hypotézy vědců je svrchní plášť tvořen silnými horninami, proto je pevný. Ale na úseku od 50 do 250 kilometrů od povrchu zemské kůry se nachází neúplně roztavená vrstva – astenosféra. Materiál v této části pláště připomíná amorfní nebo poloroztavený stav.
Tato vrstva má měkkou plastelínovou strukturu, po které se pohybují tvrdé vrstvy nahoře. V souvislosti s touto vlastností má tato část pláště schopnost proudit velmi pomalu, o několik desítek milimetrů za rok. Přesto se jedná o velmi hmatatelný proces na pozadí pohybu zemské kůry.
Procesy probíhající uvnitř pláště mají přímý dopad na zemskou kůru, v důsledku čehož se pohyb kontinentů, horská výstavba a lidstvo potýká s takovými přírodními jevy, jako je vulkanismus, zemětřesení.
Litosféra
Vrchol pláště, který se nachází na horké astenosféře, tvoří v tandemu se zemskou kůrou naší planety silné těleso - litosféru. Přeloženo z řečtiny - kámen. Není pevný, ale skládá se z litosférických desek.
Jejich počet je třináct, i když nezůstává konstantní. Pohybují se velmi pomalu, až šest centimetrů za rok.
Jejich kombinované vícesměrné pohyby, které jsou doprovázeny poruchami s tvorbou rýh v zemské kůře, se nazývají tektonické.
Tento proces je aktivován neustálou migrací složek pláště.
Proto dochází ke zmíněným otřesům, jsou zde sopky, hlubinné prohlubně, vyvýšeniny.
Magmatismus
Tuto akci lze popsat jako obtížný proces. K jeho spuštění dochází v důsledku pohybů magmatu, které má samostatné komory umístěné v různých vrstvách astenosféry.
Díky tomuto procesu můžeme pozorovat erupci magmatu na povrchu Země. Jedná se o známé sopky.