Z čoho sa skladá Zem? Horný plášť Zeme: zloženie, teplota, zaujímavosti Vrstva horného plášťa

Pod zemskou kôrou sa nachádza ďalšia vrstva, ktorá sa nazýva plášť. Obklopuje jadro planéty a je hrubá takmer tri tisíc kilometrov. Štruktúra zemského plášťa je veľmi zložitá, preto si vyžaduje podrobné štúdium.

Plášť a jeho vlastnosti

Názov tejto škrupiny (geosféra) pochádza z gréckeho slova pre plášť alebo závoj. V skutočnosti plášť obklopuje jadro ako závoj. Tvorí asi 2/3 hmotnosti Zeme a asi 83% jej objemu.

Všeobecne sa uznáva, že teplota škrupiny nepresahuje 2 500 stupňov Celzia. Jeho hustota v rôznych vrstvách sa výrazne líši: v hornej časti je to až 3,5 t / m3 a v dolnej - 6 t / m3. Plášť pozostáva z pevných kryštalických látok (ťažké minerály bohaté na železo a horčík). Jedinou výnimkou je astenosféra, ktorá je v polotavenom stave.

Štruktúra škrupiny

Teraz sa pozrime na štruktúru zemského plášťa. Geosféra sa skladá z týchto častí:

• horný plášť, hrubý 800-900 km;
• astenosféra;
• spodný plášť, hrubý asi 2000 km.

Horný plášť je časť škrupiny, ktorá sa nachádza pod zemskou kôrou a vstupuje do litosféry. Na druhej strane sa delí na astenosféru a vrstvu Golitsin, pre ktorú je charakteristické intenzívne zvyšovanie rýchlostí seizmických vĺn. Táto časť zemského plášťa ovplyvňuje procesy, ako sú pohyby tektonických dosiek, metamorfóza a magmatizmus. Je potrebné poznamenať, že jeho štruktúra sa líši podľa toho, pod ktorým tektonickým objektom sa nachádza.

Astenosféra. Samotný názov strednej vrstvy škrupiny je z gréčtiny preložený ako „slabá guľa“. Geosféra, ktorá sa označuje ako horná časť plášťa a niekedy je oddelená do samostatnej vrstvy, sa vyznačuje zníženou tvrdosťou, pevnosťou a húževnatosťou. Horná hranica astenosféry je vždy pod extrémnou líniou zemskej kôry: pod kontinentmi - v hĺbke 100 km, pod morským dnom - 50 km. Jeho spodná línia sa nachádza v hĺbke 250-300 km. Astenosféra je hlavným zdrojom magmy na planéte a pohyb amorfnej a plastickej hmoty sa považuje za príčinu tektonických pohybov v horizontálnej a vertikálnej rovine, magmatizmu a metamorfózy zemskej kôry.

Vedci vedia len málo o spodnej časti plášťa. Predpokladá sa, že na hranici s jadrom sa nachádza špeciálna vrstva D, ktorá sa podobá astenosfére. Rozlišuje sa svojou vysokou teplotou (v dôsledku blízkosti horúceho jadra) a heterogenitou látky. Zloženie rovnakej hmoty zahŕňa železo a nikel.

Zloženie zemského plášťa

Okrem štruktúry zemského plášťa je zaujímavé aj jeho zloženie. Geosféru tvoria olivín a ultrabazické horniny (peridotity, perovskity, dunity), ale sú tu prítomné aj základné horniny (eklogity). Zistilo sa, že obal obsahuje vzácne odrody, ktoré sa nenachádzajú v zemskej kôre (grospidity, flogopitové peridotity, karbonatity).

Ak hovoríme o chemickom zložení, potom plášť obsahuje v rôznych koncentráciách: kyslík, horčík, kremík, železo, hliník, vápnik, sodík a draslík, ako aj ich oxidy.

Plášť a jeho štúdia - video

Plášť Zeme je najdôležitejšou časťou našej planéty, pretože práve tu sa koncentruje väčšina látok. Je oveľa hrubší ako zvyšok komponentov a v skutočnosti zaberá väčšinu miesta - asi 80%. Vedci venovali väčšinu času štúdiu tejto konkrétnej časti planéty.

Štruktúra

Vedci môžu len špekulovať o štruktúre plášťa, pretože neexistujú žiadne metódy, ktoré by jednoznačne odpovedali na túto otázku. Vykonané štúdie však umožnili predpokladať, že táto časť našej planéty pozostáva z nasledujúcich vrstiev:

• prvý, vonkajší - zaberá od 30 do 400 kilometrov zemského povrchu;
• prechodová zóna, ktorá sa nachádza bezprostredne za vonkajšou vrstvou - ide podľa predpokladov vedcov hlboko asi do 250 kilometrov;
• spodná vrstva je najdlhšia, asi 2 900 kilometrov. Začína sa to hneď za prechodovou zónou a ide priamo do jadra.

Je potrebné poznamenať, že plášť planéty obsahuje skaly, ktoré sa nenachádzajú v zemskej kôre.

Štruktúra

Je samozrejmé, že nie je možné presne určiť, z čoho pozostáva plášť našej planéty, pretože je nemožné sa tam dostať. Preto sa všetko, čo sa vedcom podarí študovať, deje pomocou trosiek tejto oblasti, ktoré sa pravidelne objavujú na povrchu.

Takže po sérii štúdií bolo možné zistiť, že táto oblasť Zeme je čiernozelená. Hlavné zloženie sú horniny, ktoré pozostávajú z nasledujúcich chemických prvkov:

• kremík;
• vápnik;
• horčík;
• železo;
• kyslík.

Svojím vzhľadom a v niektorých ohľadoch aj zložením je veľmi podobný kamenným meteoritom, ktoré tiež periodicky padajú na našu planétu.

Látky, ktoré sú v samotnom plášti, sú tekuté, viskózne, pretože teplota v tejto oblasti presahuje tisíce stupňov. Bližšie k zemskej kôre teplota klesá. Nastáva teda určitý cyklus - tie hmoty, ktoré už ochladli, idú dole a tie, ktoré sa ohrejú na limit, idú hore, takže proces „miešania“ sa nikdy nezastaví.

Takéto vyhrievané prúdy pravidelne padajú do samotnej kôry planéty, v ktorej im pomáhajú aktívne sopky.

Študijné metódy

Je samozrejmé, že vrstvy, ktoré sú vo veľkých hĺbkach, sa dajú študovať dosť ťažko, a to nielen preto, že takáto technika neexistuje. Proces je ďalej komplikovaný skutočnosťou, že teplota sa takmer neustále zvyšuje a zároveň sa zvyšuje aj hustota. Preto môžeme povedať, že hĺbka vrstvy je v tomto prípade najmenším problémom.

Vedcom sa zároveň stále podarilo dosiahnuť pokrok v štúdiu tejto problematiky. Ako hlavný zdroj informácií na štúdium tejto časti našej planéty boli vybrané geofyzikálne ukazovatele. Počas štúdie vedci navyše používajú nasledujúce údaje:

• rýchlosť seizmických vĺn;
• gravitačná sila;
• charakteristiky a ukazovatele elektrickej vodivosti;
• štúdium magmatických hornín a fragmentov plášťa, ktoré sú síce zriedkavé, ale stále je možné ich nájsť na povrchu Zeme.

Pokiaľ ide o druhé, tu si diamanty zaslúžia osobitnú pozornosť vedcov - podľa ich názoru štúdiom zloženia a štruktúry tohto kameňa možno zistiť veľa zaujímavých vecí aj o spodných vrstvách plášťa.

Zriedkavo, ale vyskytujú sa plášťové skaly. Ich štúdium vám tiež umožní získať cenné informácie, ale stále budú existovať skreslenia v jednom alebo druhom stupni. Je to spôsobené tým, že v kôre prebiehajú rôzne procesy, ktoré sa trochu líšia od tých, ktoré sa vyskytujú v hĺbkach našej planéty.

Samostatne by sa malo povedať o technike, pomocou ktorej sa vedci snažia získať pôvodné skaly plášťa. V roku 2005 tak bolo v Japonsku postavené špeciálne plavidlo, ktoré bude podľa samotných vývojových pracovníkov projektu schopné dosiahnuť rekordnú hĺbkovú studňu. Momentálne ešte stále prebiehajú práce a zahájenie projektu je naplánované na rok 2020 - niet na čo čakať.

Teraz všetky štúdie o štruktúre plášťa prebiehajú v laboratóriu. Vedci už dokázali, že spodnú vrstvu tejto časti planéty, takmer celú, tvorí kremík.

Tlak a teplota

Rozloženie tlaku v plášti je nejednoznačné, rovnako ako teplotný režim, ale najskôr. Plášť predstavuje viac ako polovicu hmotnosti planéty, presnejšie 67%. V oblastiach pod zemskou kôrou je tlak asi 1,3 - 1,4 milióna atm, zatiaľ čo treba poznamenať, že v miestach, kde sa nachádzajú oceány, tlaková hladina výrazne klesá.

Pokiaľ ide o teplotný režim, sú tu uvedené údaje úplne nejednoznačné a zakladajú sa iba na teoretických predpokladoch. Takže na dne plášťa sa predpokladá teplota 1500 - 10 000 stupňov Celzia. Vedci všeobecne tvrdia, že úroveň teploty v tejto oblasti planéty je bližšie k bodu topenia.

Silikátová škrupina Zeme, jej plášť, sa nachádza medzi základňou zemskej kôry a povrchom zemského jadra v hĺbkach asi 2 900 km. Zvyčajne sa podľa seizmických údajov plášť rozdeľuje na horný (vrstva B), a to do hĺbky 400 km, prechodnú vrstvu Golitsyn (vrstva C) v hĺbke 400 - 1 000 km a spodný plášť (vrstva D) so základňou v hĺbke asi 2 900 km. Pod oceánmi sa v hornom plášti nachádza aj vrstva znížených rýchlostí šírenia seizmických vĺn - Gutenbergov vlnovod, zvyčajne identifikovaný s astenosférou Zeme, v ktorej je hmota plášťa v čiastočne roztavenom stave. Pod kontinentmi sa zóna nízkych rýchlostí spravidla nerozlišuje alebo je slabo vyjadrená.

Horný plášť zvyčajne zahrnuje aj subkrustálne časti litosférických dosiek, v ktorých je materiál plášťa ochladený a úplne kryštalizovaný. Pod oceánmi sa hrúbka litosféry líši od nuly pod prielomovými zónami do 60 - 70 km pod priepastnými oceánmi. Pod kontinentmi môže hrúbka litosféry dosiahnuť 200 - 250 km.

Naše informácie o štruktúre plášťa a zemského jadra, ako aj o stave hmoty v týchto geosférach, sme získali hlavne zo seizmologických pozorovaní pomocou interpretácie kriviek cestovného času seizmických vĺn s prihliadnutím na známe hydrostatické rovnice spájajúce gradienty hustoty a hodnoty rýchlostí šírenia pozdĺžnych a šmykových vĺn v médiu ... Túto techniku \u200b\u200bvyvinuli známi geofyzici G. Jeffries, B. Gutenberg a najmä K. Bullen v polovici 40. rokov a potom ju výrazne vylepšil K. Bullen a ďalší seizmológovia. Distribúcie hustoty v plášti skonštruovanom touto metódou pre niekoľko najpopulárnejších modelov Zeme sú porovnané s údajmi o rázovej kompresii pre silikáty (model NS-1), ktoré sú znázornené na obr. desať.

Obrázok 10.
1 - model Naimark-Sorokhtin (1977a); 2 - Bullen model A1 (1966); 3 - Charkovov model „Zem-2“ (Zharkov a kol., 1971); 4 - prepočet údajov Pankova a Kalinina (1975) o zložení lherzolitov s adiabatickým rozložením teploty.

Ako je zrejmé z obrázku, hustota horného plášťa (vrstva B) sa zvyšuje s hĺbkou od 3,3 do 3,32 na asi 3,63 až 3,70 g / cm 3 v hĺbke asi 400 km. Ďalej v prechodnej Golitsynovej vrstve (vrstva C) prudko stúpa gradient hustoty a hustota stúpa na 4,55 - 4,65 g / cm 3 v hĺbke 1 000 km. Golitsynská vrstva postupne prechádza do spodného plášťa, ktorého hustota plynulo (podľa lineárneho zákona) stúpa na 5,53 - 5,66 g / cm 3 v hĺbke jeho základne asi 2 900 km.

Zvýšenie hustoty plášťa s hĺbkou sa vysvetľuje zhutnením jeho látky pod vplyvom neustále rastúceho tlaku nadložných vrstiev plášťa, dosahujúceho hodnoty 1,35 - 1,40 Mbar na dne plášťa. Obzvlášť zreteľné zhutnenie silikátov materiálu plášťa nastáva v hĺbkovom intervale 400 - 1 000 km. Ako ukázal A. Ringwood, práve v týchto hĺbkach prechádzajú mnohé minerály polymorfnými transformáciami. Najmä najrozšírenejší minerál v plášti, olivín, získava kryštálovú štruktúru spinelu a pyroxénov, ilmenitu a potom najhustejšej perovskitovej štruktúry. V ešte väčších hĺbkach sa väčšina kremičitanov, s možnou výnimkou iba enstatitu, rozkladá na jednoduché oxidy s najhustejším obsahom atómov v zodpovedajúcich kryštalitoch.

Fakty o pohybe litosférických dosiek a driftu kontinentov presvedčivo naznačujú existenciu intenzívnych konvektívnych pohybov v plášti, ktoré počas života Zeme opakovane miešali celú hmotu tejto geosféry. Preto môžeme dospieť k záveru, že zloženie horného aj spodného plášťa je v priemere rovnaké. Zloženie horného plášťa je však sebavedome určené z nálezov ultrabázických hornín oceánskej kôry a zloženia ofiolitových komplexov. Štúdiom ofiolitov vrásových pásov a čadičov oceánskych ostrovov A. Ringwood ešte v roku 1962 navrhol hypotetické zloženie horného plášťa, ktorý nazval pyrolit, získaný zmiešaním troch častí peridotitu alpského typu - habsburgitu s jednou časťou havajského čadiča. Pyrolit z lesného dreva je svojím zložením blízky oceánskym lherzolitom, ktoré podrobne študoval L.V. Dmitriev (1969, 1973). Ale na rozdiel od pyrolitu nie je oceánsky lherzolit hypotetickou zmesou hornín, ale skutočnou plášťovou horninou, ktorá vystúpila z plášťa v prielomových zónach Zeme a je vystavená poruchám transformácie v blízkosti týchto zón. Okrem toho L. V. Dmitriev preukázal komplementárnosť oceánskych čadičov a restitov (zvyškov po tavení čadičov) harzburgitov vo vzťahu k oceánskym lherzolitom, čím preukázal nadradenosť lherzolitov, z ktorých sa následne tavia toleiitické čadiče stredooceánskych chrbtov a zvyšky reštituovať harzburgit. Oceánsky lherzolit popísaný L. V. Dmitrievom je teda najbližšie k zloženiu horného plášťa, a teda celého plášťa, ktorého zloženie je uvedené v tabuľke. jeden.

Tabuľka 1. Zloženie modernej Zeme a primárnej suchozemskej hmoty
Podľa A. B. Ronova a A. A. Yaroshevského (1976); (2) Náš model využívajúci údaje L. V. Dmitriev (1973) a A. Ringwooda (Ringwood, 1966); (3) H. Urey, H. Craig (1953); (4) Florensky K.P., Bazilevsky F.T. a kol., 1981.

Oxidy	Zloženie kontinentálnej kôry (1)	Modelové zloženie zemského plášťa (2)	Modelové zloženie zemského jadra	Zloženie primárnej hmoty Zeme (výpočet)	Priemerné zloženie chondritov (3)	Priemerné zloženie uhlíkatých chondritov (4)
SiO 2	59,3	45,5	—	30,78	38,04	33,0
TiO 2	0,7	0,6	—	0,41	0,11	0,11
Al 2 O 3	15,0	3,67	—	2,52	2,50	2,53
Fe 2 O 3	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
K 2 O	2,1	0,012	—	0,016	0,17	—
Cr 2 O 3	—	0,41	—	0,28	0,36	0,49
P 2 O 5	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	—
Množstvo	100,0	100,0	100,0	100,0	99,48	98,39

Okrem toho rozpoznanie existencie konvektívnych pohybov v plášti umožňuje určiť jeho teplotný režim, pretože počas konvekcie by distribúcia teploty v plášti mala byť blízka adiabatickému, t.j. na taký, pri ktorom nedochádza k prestupu tepla medzi susednými objemami plášťa spojeného s tepelnou vodivosťou látky. V tomto prípade dochádza k tepelným stratám plášťa iba v jeho hornej vrstve - cez zemskú litosféru, ktorej teplotné rozloženie sa už výrazne líši od adiabatickej. Ale adiabatická distribúcia teploty sa dá ľahko vypočítať z parametrov plášťovej hmoty.

Na otestovanie hypotézy jediného zloženia horného a dolného plášťa sa pomocou šokovej kompresie kremičitanov na tlaky asi 1,5 Mbar vypočítala hustota oceánskeho lherzolitu vyzdvihnutého pri poruche transformácie Carlsbergovho hrebeňa v Indickom oceáne. Pre takýto „experiment“ nie je vôbec potrebné stlačiť samotnú vzorku horniny na také vysoké tlaky, stačí poznať jej chemické zloženie a výsledky predchádzajúcich pokusov o rázovej kompresii jednotlivých oxidov tvoriacich horniny. Výsledky takéhoto výpočtu, vykonaného pre adiabatické rozloženie teploty v plášti, sa porovnali so známym rozložením hustoty v tej istej geosfére, ale získali sa zo seizmologických údajov (pozri obr. 10). Ako je zrejmé z vyššie uvedeného porovnania, distribúcia hustoty oceánskeho lherzolitu pri vysokých tlakoch a adiabatickej teplote sa celkom dobre približuje distribúcii skutočnej hustoty v plášti, získanej z úplne nezávislých údajov. Toto je dôkaz v prospech reality predpokladov o zložení lherzolitu celého plášťa (horného a dolného) a o adiabatickom rozložení teploty v tejto geosfére. Ak poznáme rozloženie hustoty hmoty v plášti, je možné vypočítať jeho hmotnosť: ukázalo sa, že sa rovná (4,03–4,04) × 10 2 g, čo je 67,5% z celkovej hmotnosti Zeme.

Na dne spodného plášťa sa rozlišuje ďalšia plášťová vrstva s hrúbkou asi 200 km, zvyčajne označená symbolom D '', v ktorej klesajú gradienty rýchlostí šírenia seizmických vĺn a zvyšuje sa útlm šmykových vĺn. Navyše na základe analýzy dynamických vlastností šírenia vĺn odrážaných od povrchu zemského jadra I.S. Berzon a jej kolegovia (1968, 1972) dokázali rozlíšiť tenkú prechodnú vrstvu medzi plášťom a jadrom hrubým asi 20 km, ktorú sme nazvali Berzonova vrstva, v ktorej rýchlosť šmykových vĺn v dolnej polovici klesá s hĺbkou od 7,3 km / s takmer na nulu. Zníženie rýchlosti priečnych vĺn možno vysvetliť iba znížením modulu tuhosti a následne znížením koeficientu efektívnej viskozity látky v tejto vrstve.

Samotná hranica prechodu z plášťa do zemského jadra zostáva dosť ostrá. Súdiac podľa intenzity a spektra seizmických vĺn odrážaných od povrchu jadra, hrúbka takejto medznej vrstvy nepresahuje 1 km.

Plášť obsahuje väčšinu zemského materiálu. Plášť je aj na iných planétach. Zemský plášť sa pohybuje od 30 do 2 900 km.

V rámci jej limitov sa podľa seizmických údajov rozlišuje: horná plášťová vrstva IN hĺbka až 400 km a ZO až 800 - 1 000 km (niektorí vedci vrstvia ZO nazývaný stredný plášť); spodná vrstva plášťa D predtým hĺbka 2700 s prechodovou vrstvou D1 od 2700 do 2900 km.

Hranica medzi kôrou a plášťom je hranicou Mohorovichich alebo skrátene Moho. Dochádza na ňom k prudkému nárastu seizmických rýchlostí - zo 7 na 8-8,2 km / s. Táto hranica sa nachádza v hĺbke 7 (pod oceánmi) až 70 kilometrov (pod zloženými pásmi). Zemský plášť je rozdelený na horný plášť a spodný plášť. Hranicou medzi týmito geosférami je vrstva Golitsyn, ktorá sa nachádza v hĺbke asi 670 km.

Štruktúra Zeme, ktorú prezentujú rôzni bádatelia

Rozdiel v zložení zemskej kôry a plášťa je dôsledkom ich vzniku: pôvodne homogénna Zem sa v dôsledku čiastočného topenia rozdelila na taviteľnú a ľahkú časť - kôru a hustý a žiaruvzdorný plášť.

Zdroje informácií o plášti

Zemský plášť je pre priamy výskum neprístupný: nevychádza na zemský povrch a nedosahuje sa hlbokým vŕtaním. Preto bola väčšina informácií o plášti získaná geochemickými a geofyzikálnymi metódami. Údaje o jeho geologickej štruktúre sú veľmi obmedzené.

Plášť sa študuje podľa nasledujúcich údajov:

• Geofyzikálne údaje. V prvom rade údaje o rýchlostiach seizmických vĺn, elektrickej vodivosti a gravitácie.
• Tavenie plášťa - v dôsledku čiastočného roztavenia plášťa vznikajú čadiče, komatiity, kimberlity, lamproity, karbonatity a niektoré ďalšie vyvreté horniny. Zloženie taveniny je dôsledkom zloženia roztavených hornín, inter-anizmu tavenia a fyzikálno-chemických parametrov procesu tavenia. Všeobecne je rekonštrukcia zdroja z taveniny náročná úloha.
• Fragmenty plášťových hornín vynášané na povrch tavbami plášťov - kimberlity, alkalické čadiče atď. Ide o xenolity, xenokryštály a diamanty. Diamanty zaujímajú osobitné miesto medzi zdrojmi informácií o plášti. Práve v diamantoch sa nachádzajú najhlbšie minerály, ktoré pravdepodobne pochádzajú dokonca aj zo spodného plášťa. V tomto prípade tieto diamanty predstavujú najhlbšie fragmenty Zeme dostupné na priame štúdium.
• Skalové plášte v zemskej kôre. Takéto komplexy v najväčšej miere zodpovedajú plášťu, ale tiež sa od neho líšia. Najdôležitejší rozdiel je v samotnom fakte ich bytia v zložení zemskej kôry, z čoho vyplýva, že vznikli v dôsledku nie celkom bežných procesov a snáď neodrážajú typický plášť. Nachádzajú sa v nasledujúcich geodynamických nastaveniach:

1. Hyperbazity alpského typu sú časti plášťa, ktoré sa dostali do zemskej kôry v dôsledku budovania hôr. Najčastejšie v Alpách, z ktorých názov vzišiel.
2. Ofiolitové hyperbazity - peredotity v zložení komplexov ofiolitov - časti starodávnej oceánskej kôry.
3. Abysalské peridotity sú výčnelky plášťových hornín na dne oceánov alebo roztržiek.

Výhodou týchto komplexov je, že v nich možno pozorovať geologické vzťahy medzi rôznymi horninami.

Nedávno bolo oznámené, že japonskí vedci plánujú pokus vyvŕtať oceánsku kôru až k plášťu. Na to bola postavená loď Chikyu. Vŕtanie sa plánuje začať v roku 2007.

Hlavnou nevýhodou informácií získaných z týchto fragmentov je nemožnosť nadviazania geologických vzťahov medzi rôznymi typmi hornín. Jedná sa o skladačky. Ako povedal klasik, „stanovenie zloženia plášťa xenolitmi pripomína pokusy o určenie geologickej stavby pohoria okruhliakmi, ktoré z nich rieka uskutočnila“.

Zloženie plášťa

Plášť je zložený hlavne z ultrabázických hornín: peridotity (lherzolity, harzburgity, wehrlity, pyroxenity), dunity a v menšej miere aj základné horniny - eklogity.

Medzi horninami plášťov sa tiež vyskytujú vzácne odrody hornín, ktoré sa nenachádzajú v zemskej kôre. Jedná sa o rôzne flogopitové peridotity, grospidity, karbonatity.

Obsah hlavných prvkov v zemskom plášti v hmotnostných percentách

Prvok	Koncentrácia		Oxid	Koncentrácia
	44.8
	21.5		SiO 2	46
	22.8		MgO	37.8
	5.8		FeO	7.5
	2.2		Al 2 O 3	4.2
	2.3		CaO	3.2
	0.3		Na20	0.4
	0.03		K 2 O	0.04
Množstvo	99.7		Množstvo	99.1

Štruktúra plášťa

Procesy prebiehajúce v plášti majú najpriamejší vplyv na zemskú kôru a povrch, spôsobujú pohyb kontinentov, vulkanizmus, zemetrasenie, budovanie hôr a tvorbu rudných ložísk. Pribúdajú dôkazy o tom, že samotný plášť je aktívne ovplyvnený kovovým jadrom planéty.

Konvekcia a oblaky

Bibliografia

• Pushcharovsky D.Yu., Pushcharovsky Yu.M. Zloženie a štruktúra zemského plášťa // Soros Educational Journal, 1998, č. 11, s. 111-119.
• A.A. Kovtun Elektrická vodivosť Zeme // Soros Educational Journal, 1997, č. 10, s. 111-117

Zdroj: Koronovskiy N.V., Yakushova A.F. „Fundamentals of Geology“, M., 1991

Odkazy

• Snímky zemskej kôry a horného plášťa // Medzinárodný program geologickej korelácie (IGCP), projekt 474

Atmosféra

Biosféra

D.Yu. Pushcharovsky, Yu.M. Pushcharovsky (Moskovská štátna univerzita pomenovaná po M. V. Lomonosovovi)

Zloženie a štruktúra hlbokých škrupín Zeme v posledných desaťročiach sú naďalej jedným z najzaujímavejších problémov modernej geológie. Počet priamych údajov o podstate hlbokých zón je veľmi obmedzený. V tomto ohľade zaujíma osobitné miesto minerálne kamenivo z kimberlitovej rúry Lesotho (Južná Afrika), ktoré sa považuje za predstaviteľa plášťových hornín vyskytujúcich sa v hĺbke ~ 250 km. Jadro, vyvýšené z najhlbšej studne na svete vyvŕtanej na polostrove Kola a dosahujúcej značku 12 262 m, významne rozšírilo vedecké poznanie hlbokých horizontov zemskej kôry - tenkého povrchového filmu na celej planéte. Najnovšie geofyzikálne údaje a experimenty súvisiace so štúdiom štrukturálnych premien minerálov už teraz zároveň umožňujú simulovať mnoho znakov štruktúry, zloženia a procesov prebiehajúcich v hlbinách Zeme, ktorých poznatky prispievajú k riešeniu takých kľúčových problémov modernej prírodnej vedy, ako je vznik a vývoj planéty, dynamika. kôra a plášť, zdroje nerastných surovín, hodnotenie rizika zneškodňovania nebezpečného odpadu vo veľkých hĺbkach, energetické zdroje Zeme atď.

Seizmický model štruktúry Zeme

Známy model vnútornej štruktúry Zeme (jej rozdelenie na jadro, plášť a kôru) vyvinuli seizmológovia G. Jeffries a B. Gutenberg v prvej polovici 20. storočia. Ukázalo sa, že rozhodujúcim faktorom bolo zistenie prudkého zníženia rýchlosti prechodu seizmických vĺn vnútri planéty v hĺbke 2900 km s polomerom planéty 6371 km. Rýchlosť šírenia pozdĺžnych seizmických vĺn priamo nad naznačenou hranicou je 13,6 km / s a \u200b\u200bpod ňou - 8,1 km / s. To je to, čo to je hranica plášťa a jadra.

Podľa toho je polomer jadra 3471 km. Horná hranica plášťa je seizmická časť Mokhorovichicha ( Moho , M), ktorú identifikoval juhoslovanský seizmológ A. Mokhorovič (1857-1936) ešte v roku 1909. Oddeľuje zemskú kôru od plášťa. Na tejto hranici sa rýchlosti pozdĺžnych vĺn prechádzajúcich zemskou kôrou náhle zvýšia z 6,7 - 7,6 na 7,9 - 8,2 km / s, ale deje sa to v rôznych úrovniach hĺbky. Pod kontinentmi je hĺbka divízie M (teda dno zemskej kôry) prvých desiatok kilometrov a pod niektorými horskými štruktúrami (Pamír, Andy) môže dosiahnuť 60 km, zatiaľ čo pod oceánskymi žľabmi vrátane vodného stĺpca je hĺbka iba 10 - 12 km ... Všeobecne platí, že zemská kôra sa v tejto schéme javí ako tenká škrupina, zatiaľ čo plášť siaha do hĺbky o 45% polomeru Zeme.

Ale v polovici 20. storočia vstúpili do vedy predstavy o frakčnejšej hlbokej štruktúre Zeme. Na základe nových seizmologických údajov sa ukázalo, že je možné rozdeliť jadro na vnútorné a vonkajšie a plášť na spodné a horné (obr. 1). Tento model, ktorý sa rozšíril, sa používa dodnes. Začal to austrálsky seizmológ K.E. Bullen, ktorý začiatkom 40. rokov navrhol schému rozdelenia Zeme na zóny, ktorú označil písmenami: A - zemská kôra, B - zóna v hĺbkovom intervale 33 - 413 km, C - zóna v hĺbke 413 - 984 km, D - zóna v rozmedzí 984 - 2898 km , D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (stred Zeme). Tieto zóny sa vyznačujú seizmickými vlastnosťami. Neskôr rozdelil zónu D na zóny D "(984 - 2700 km) a D" (2700 - 2900 km). V súčasnosti je táto schéma významne upravená a v literatúre je široko používaná iba vrstva D ". Jej hlavnou charakteristikou je pokles gradientov seizmickej rýchlosti v porovnaní s nadložnou oblasťou plášťa.

Obrázok: 1. Schéma hlbokej štruktúry Zeme

Čím viac seizmologických štúdií sa uskutoční, tým viac seizmických hraníc sa objaví. Hranice 410, 520, 670, 2900 km sa považujú za globálne, kde je zvlášť zreteľný nárast rýchlostí seizmických vĺn. Spolu s nimi sa rozlišujú stredné hranice: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Ďalej existujú náznaky geofyzikov o existencii hraníc 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. N.I. Pavlenková nedávno identifikovala hranicu 100 ako globálnu hranicu, ktorá zodpovedá nižšej úrovni rozdelenia horného plášťa na bloky. Stredné hranice majú rozdielne priestorové rozloženie, čo naznačuje bočnú variabilitu fyzikálnych vlastností plášťa, od ktorých závisia. Globálne hranice predstavujú inú kategóriu javov. Zodpovedajú globálnym zmenám v prostredí plášťa pozdĺž polomeru Zeme.

Zmienené globálne seizmické hranice sa používajú pri konštrukcii geologických a geodynamických modelov, zatiaľ čo prechodné v tomto zmysle zatiaľ nevzbudzovali veľkú pozornosť. Medzitým rozdiely v rozsahu a intenzite ich prejavov vytvárajú empirický základ pre hypotézy týkajúce sa javov a procesov v hĺbkach planéty.

Ďalej uvažujeme o tom, ako geofyzikálne hranice korelujú s nedávno získanými výsledkami štrukturálnych zmien minerálov pod vplyvom vysokých tlakov a teplôt, ktorých hodnoty zodpovedajú podmienkam zemských hlbín.

Problém zloženia, štruktúry a minerálnych asociácií hlbinných škrupín alebo geosfér samozrejme ešte zďaleka nie je konečným riešením, ale nové experimentálne výsledky a nápady významne rozširujú a podrobne popisujú príslušné koncepty.

Podľa moderných názorov prevláda v plášti pomerne malá skupina chemických prvkov: Si, Mg, Fe, Al, Ca a O. modely zloženia geosféry sú primárne založené na rozdiele v pomeroch týchto prvkov (variácie Mg / (Mg + Fe) \u003d 0,8-0,9; (Mg + Fe) / Si \u003d 1,2R1,9), ako aj na rozdieloch v obsahu Al a niektoré ďalšie prvky, ktoré sú pre hlboké skaly vzácnejšie. V súlade s chemickým a mineralogickým zložením dostali tieto modely svoje názvy: pyrolit (hlavnými minerálmi sú olivín, pyroxény a granát v pomere 4: 2: 1), piclogit (hlavnými minerálmi sú pyroxén a granát a podiel olivínu klesá na 40%) a eklogit, ktorý spolu s charakteristikou asociácie pyroxénu a granátu charakteristickou pre eklogity obsahuje aj niektoré vzácnejšie minerály, najmä kyanit Al2SiO5 s obsahom Al (do 10% hmot.) ). Všetky tieto petrologické modely sa však primárne týkajú skaly horného plášťa siahajúca do hĺbky ~ 670 km. Pokiaľ ide o objemové zloženie hlbších geosfér, predpokladá sa iba to, že pomer oxidov dvojmocných prvkov (MO) k oxidu kremičitému (MO / SiO2) je ~ 2, čo je bližšie k olivínu (Mg, Fe) 2SiO4 ako k pyroxénu (Mg, Fe) SiO3 a V mineráloch dominujú perovskitové fázy (Mg, Fe) SiO3 s rôznymi štruktúrnymi deformáciami, magnesiowustit (Mg, Fe) O so štruktúrou typu NaCl a niektoré ďalšie fázy v oveľa menších množstvách.