Pojdi na vsebino

Zemljin plašč

Iz Wikipedije, proste enciklopedije
(Preusmerjeno s strani Plašč (geologija))
Prerez Zemlje od središča do eksosfere
  Zgornji plašč
  Spodnji plašč

Plašč je del zemeljskih planetov ali drugih trdnih teles, ki so dovolj velika, da je njihova notranjost razslojena po gostoti.

Zemljin plašč je sloj med njeno skorjo in zunanjim jedrom. Debel je približno 2.890 km[1] in zavzema približno 84% Zemljine prostornine.[2] Plašč je večinoma trden in obdaja z železom bogato vroče jedro, ki zaseda približno 15% Zemljine prostornine.[2][3] Taljenje in vulkanizem na plitvejših nivojih plašča so na površini ustvarili tanko skorjo iz kristalizirane taline, na kateri živimo.[4] Plini, ki so se razvili med taljenjem, imajo velik vpliv na sestavo atmosfere.

Podatki o strukturi in sestavi plašča so rezultat geofizikalnih raziskav in neposrednih analiz ksenolitov iz plašča.

Zgornji plašč je zgrajen iz dveh značilno različnih slojev: notranje astenosfere, ki je sestavljena iz tekočih kamnin v plastičnem stanju in je debela okrog 200 km[5] in najspodnjejše litosfere, ki je sestavljena iz trdnih kamnin in je debela od 50 do 120 km.[6] Plašč obdaja tanka skorja, ki je najzgornjejši del litosfere in je debela od 5 do 75 km.[7]

Struktura

[uredi | uredi kodo]

Plašč je razdeljen na sloje, ki so jih ugotovili iz seizmologije. Sloji si od zgoraj navzdol sledijo v naslednjem zaporedju:

  • zgornji plašč, ki se začenja z Mohorovičićevo nezveznostjo oziroma z dnom skorje in sega od globine 7 – 35 do 410 km.[8]
  • prehodni sloj, ki je debel 410 – 660 km,
  • spodnji plašč, ki se razteza od globine 660 km do 2891 km
  • dno spodnjega plašča (sloj D"), ki je nepravilen in v povprečju debel okog 200 km.[4][9][10][11]

Vrh plašča je določen z nenadnim povečanjem seizmične hitrosti, ki jo je prvi opazil Andrija Mohorovičić leta 1909 in se po njem imenuje Mohorovičićeva nezveznost ali Moho.[9][12] Najzgornjejši del plašča je skupaj s skorjo nad njim relativno tog in tvori litosfero, nepravilen sloj z največjo debelino morda 200 km. Pod litosfero postane zgornji plašč bolj plastičen. Nekateri predelih pod litosfero, v katerih se seizmična hitrost zmanjša, se imenujejo področja nizke hitrosti in segajo do globine nekaj sto kilometrov. Danska seizmologinja Inge Lehmann je izračunala, da je sloj debel približno 220 km,[13] kar pa ne pomeni, da je njegova debelina povsod enaka. Prehodno področje fizično ločuje zgornji in spodnji plašč in je zelo zapleteno. O spodnjem plašču je zelo malo podatkov, razen tega, da je seizmično relativno homogen. Sloj D" ločuje plašč od Zemljinega jedra.[4][9]

Značilnosti

[uredi | uredi kodo]
Zemljina notranjost z vzorci potresnih valov

Plašč se po mehanskih in kemijskih lastnostih, kemijski sestavi, vrstah kamnin, reologiji in seizmičnih lastnostih bistveno razlikuje od skorje. Skorja je pravzaprav produkt delnega taljenja plašča. Za delno taljenje plašča velja prepričanje, da so se v njem iz plašča izločile nezdružljive snovi in z manj gostimi kamninami skozi pore in razpoke izplavale na površje, kjer so ohladile in strdile. Takšno obnašanje so potrdili tudi poskusi z delnim taljenjem kamnin, ki naj bi bile značilne za Zemljin plašč. Te kamnine imajo večje razmerje med magnezijem in železom in manjši delež silicija in aluminija kot skorja.

Kamnine plašča do globine približno 410 km so sestavljene večinoma iz olivina, piroksenov, mineralov s spinelno strukturo in granata,[14] Mednje spadajo peridotit, dunit (z olivinom bogat peridotit) in eklogit. V globinah od približno 400 do 650 km olivin ni stabilen in ga nadomestijo njegovi visokotlačni polimorfi s približno enako kemijsko sestavo, na primer vadslejit (s strukturo β-spinela) in ringvudit (s strukturo γ-spinela). V globinah pod 650 km postanejo vsi minerali iz zgornjega plašča nestabilni. Najbolj obilni minerali imajo enako strukturo, ne pa tudi sestave, kot perovskit. Sledi jim magnezijev/železov oksid feroperiklaz.[15] Sprememba mineralogije v globini med približno 450 in 650 km daje značilne podpise v seizmičnih zapisih Zemljine notranjosti, ki se podobno kot Moho, zlahka odkrijejo z uporabo seizmičnih valov. Spremembe v mineralogiji lahko vplivajo na konvekcijo v plašču, ki ima za posledico spremembo gostote, absorbiranje ali sproščanje latentne toplote, v področjih z različno temperaturo pa znižanje ali zvišanje globine polimorfnega faznega prehoda. Spremembe v mineralogiji so preučevali tudi v laboratoriju, tako da so podvojili tlake, ki vladajo v zgornjem plašču.[16]

Sestava Zemljinega plašča v masnih odstotkih[17]
Element Odstotek   Spojina Odstotek
O 44,8    
Si 21,5 SiO2 46
Mg 22,8 MgO 37,8
Fe 5,8 FeO 7,5
Al 2,2 Al2O3 4,2
Ca 2,3 CaO 3,2
Na 0,3 Na2O 0,4
K 0,03 K2O 0,04
Skupaj 99,7 Skupaj 99,1

Notranje jedro Zemlje je trdno, zunanje jedro je tekoče, plašč pa je trden/plastičen. Takšno stanje je posledica različnih tališč različnih slojev – jedra iz niklja in železa ter plašča in skorje iz silikatov. Temperatura in tlak proti središču Zemlje naraščata. Na stiku med zlitinami niklja in železa ter silikati je temperatura dovolj nizka, da so snovi v trdnem stanju. V zgornjem plašču so silikati na splošno trdni, vendar je v manjših predelih tudi nekaj taline. Ker je plašč vroč in pod relativno nizkom tlakom, imajo kamnine v zgornjem plašču relativno nizko viskoznost, se pravi da so relativno tekoče. V spodnjem plašču so tlaki izjemno visoki, zato imajo kamnine višjo viskoznost kot kamnine v zgornjem plašču. Zunanje kovinsko jedro je kljub izjemnemu tlaku tekoče, ker imata nikelj in železo nižji tališči kot silikati. Notranje jedro je zaradi neizmerno visokih tlakov trdno.[18]

Temperatura

[uredi | uredi kodo]

Temeratura na zgornji meji plašča je 500 - 900 °C, na meji z jedrom pa preko 4000 °C.[18] Čeprav temperature močno presegajo tališča kamnin plašča na Zemljini površini, kjer se na primer peridotit tali pri 1200 °C, je jedro zaradi izjemno visokega litostatskega tlaka skoraj izključno trdno,[18] ker z naraščajočim tlakom rastejo tudi začetne temperature taljenja (solidus).

Gibanje

[uredi | uredi kodo]
Trenutni posnetek modela konvekcije v Zemljinem plašču. Rdeča barva predstavlja najbolj vroča, modra pa najbolj hladna področja. Toplota, ki iz jedra prehaja v plašč (na spodnjem robu slike), povzroči toplotno širjenje snovi in zmanjšanje gostote, to pa sproži tok snovi navzgor. Pod Zemljino površino se snov ohladi in zgosti in konvekcijski tok se obrne navzdol.

Zaradi temperaturne razlike med Zemljino površino in zunanjim jedrom in sposobnosti kristaliničnih kamnin, da se pri visokih temperaturah in tlakih obnašajo kot zelo viskozne taline, nastane v plašču konvekcijsko kroženje snovi.[9] Vroča talina se dviguje proti površini, kjer se ohladi in zato zgosti in zatem potone. Gibanje navzgor se dogaja na primer v vročih točkah, gibanje navzdol pa na konvergentnih mejah plošč. Področje nad vročo točko je pogosto višje od okolice in ognjeniško aktivno.

Konvekcija v Zemljinem plašču je s stališča dinamike tekočine kaotičen proces in celovit del gibanja tektonskih plošč. Gibanja plošč se ne sme zamenjavati s premikanjem kontinentov, ki se nanaša na gibanje samo tistega dela kontinenta, ki je del skorje. Gibanja litosfere in pod njo ležečega plašča so medsebojno povezana, ker je toneča litosfera ključna komponenta konvekcije plašča. Premikanje kontinentov je zapleteno povezan s silami, ki povzročajo pogrezanje oceanske litosfere in gibanje Zemljinega plašča.

Čeprav obstoja tendenca, da z naraščajočo globino viskoznost taline kamnin raste, zveza med njima še zdaleč ni linearna. V nekaterih slojih, še posebno v zgornjem plašču in na meji z jedrom, viskoznost izredno pade.[19] Približno 200 km debel sloj plašča nad mejo z jedrom, ki se imenuje področje D", ima značilno drugačne seizmične lastnosti kot plašč malo nad njim.[20] Področje bi lahko bilo zgrajeno iz plošč, ki so potonile vse do meje z jedrom in/ali novih polimorfov mineralov, ki so jih odkrili v perovskitu in jih poimenovali post-perovskit.

Potresi v majhnih globinah so posledica zadrževanja in drsenja plošč na prelomnicah, v globinah pod približno 50 km pa visoke temperature in tlaki preprečijo nadaljnjo seizmičnost. Za plašč se predpostavlja, da je viskozen in se zato ne more biti krhek. V subdukcijskih področjih potresi nastajajo vse do globine 670 km. Za razlago tega pojava so se predlagali številni mehanizmi, med njimi tudi dehidracija, uhajanje toplote in fazna sprememba.

Geotermalni gradient se na mestih, kjer hladne kamnine s površine tonejo v notranjost, lahko zmanjša. S tem se poveča trdnost okoliškega plašča, to pa omogoča, da se potresi dogajajo vse do globine 400 in 670 km.

Tlak z globino narašča in na dnu plašča doseže približno 136 GPa (1,4 milijona atmosfer). Plašč kot celota se v dolgih časovnih obdobjih kjub temu obnaša kot tekočina. Ocenjuje se, da je viskoznost zgornjega plašča med 1019 in 1024 Pa•s,[19] odvisno od globine, sestave, obremenitve in številnih drugih činiteljev. Gornji plašč lahko torej zelo počasi teče. Če so sile na najzgornjejši del zgornjega plašča zelo velike, lahko postanje šibkejši, to pa je morda pomembno za nastajanje meja tektonskih plošč.

Raziskovanje

[uredi | uredi kodo]

Raziskovanje plašča se zaradi znatno manjše debeline skorje na splošno opravlja na morskem dnu in ne na kopnem.

Prvi poskus, da bi z vrtanjem raziskali Zemljin plašč, se je imenoval Projekt Mohole. Raziskave so leta 1966 zaradi ponavljajočih se napak in prekoračitve stroškov opustili. Najgloblja vrtina je merila približno 180 m. Leta 2005 so na vrtalni ladji JOIDES Resolution izvrtali tretjo najglobljo oceansko vrtino, ki je dosegla globino 1416 m.

Leta 2007 je skupina znanstvenikov na ladji James Cook raziskovala področje Atlantika med Zelenortskimi otoki in Karibskim morjem, kjer plašč sploh ni prektrit s skorjo. Področje leži približno 3000 m pod morsko gladino in meri nekaj tisoč kvadratnih kilometrov.[21][22]

Relativno težak poskus pridobitve vzorcev iz Zemljinega plašča so leta 2007 opravili japonski znanstveniki kot del projekta Chikyū Hakken (Odkrivanje Zemlje).[23] Z vrtanjem v morsko dno so dosegli globino 7.000 m, kar je skoraj trikrat več kot v prejšnjih poskusih.

Nedavno so znanstveniki predlagali novo metodo za raziskovanje zgornjih nekaj sto kilometrov Zemlje. Raziskave bi opravili z majhno in gosto sondo na toplotni pogon, ki bi se premikala s svojo težo, tako da bi pred seboj talila kamnine. Njeno premikanje in položaj bi sledili z zvočnimi signali, ki bi nastajali v kamninah.[24] Sonda s premerom 1 m je zgrajena iz zunanjega plašča iz volframa in opremljena s toplotnim virom iz radioaktivnega kobalta 60. Izračuni kažejo, da bi sonda lahko dosegla oceanski Moho v manj kot šestih mesecih. V oceanski in kontinentalni litosferi bi v nekaj desetletjih lahko dosegla globino najmanj sto kilometrov.[25]

Raziskave se opravljajo tudi z računalniškimi simulacijami razvoja plašča. Leta 2009 so z zelo zmogljivim računalnikom dobili nov vpogled v porazdelitev mineralnih skladov, predvsem izotopov železa iz obdobja pred 4,5 milijardami let, ko se je razvil plašč.[26]

Sklici

[uredi | uredi kodo]
  1. ↑ »Mantle. Schlumberger Oilfield Glossary«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 12. junija 2012. Pridobljeno 10. marca 2011.
  2. ↑ 2,0 2,1 E. Robertson: The interior of the earth. USSG (2007). [1] Pridobljeno 6. januarja 2009.
  3. ↑ »Core. Schlumberger Oilfield Glossary«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 31. maja 2012. Pridobljeno 10. marca 2011.
  4. ↑ 4,0 4,1 4,2 »Moorland School (2005). The structure of the Earth«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 13. oktobra 2007. Pridobljeno 10. marca 2011.
  5. ↑ »Asthenosphere. Schlumberger Oilfield Glossary«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 30. maja 2012. Pridobljeno 10. marca 2011.
  6. ↑ »Lithosphere. Schlumberger Oilfield Glossary«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 3. junija 2012. Pridobljeno 10. marca 2011.
  7. ↑ »Crust. Schlumberger Oilfield Glossary«. Arhivirano iz prvotnega spletišča dne 31. maja 2012. Pridobljeno 10. marca 2011.
  8. ↑ Dno skorje sega do globine 10 – 70 km. Oceanska skorja je običajni debela manj kot 10 km. »Standardna« celinska skorje je debela približno 35 km, pod Tibetansko planoto pa doseže debelino približno 70 km.
  9. ↑ 9,0 9,1 9,2 9,3 A. Alden: Today's Mantle: a guided tour. About.com (2007). [2] Arhivirano 2016-09-02 na Wayback Machine. Pridobljeno 25. decembra 2007.
  10. ↑ [3] Arhivirano 2009-07-27 na Wayback Machine.. Pridobljeno 25. decembra 2007
  11. ↑ R.G. Burns: Mineralogical Applications of Crystal Field Theory, str, 354. Cambridge University Press (1993). ISBN 0-521-43077-1. [4][mrtva povezava] Pridobljeno 26. decembra 2007.
  12. ↑ Istria on the Internet – Prominent Istrians – Andrija Mohorovicic (2007). [5] Pridobljeno 25. decembra 2007.
  13. ↑ M. Karlowicz, Inge Lehmann biography. American Geophysical Union, Washington, D.C. (2005) [6] Arhivirano 2007-09-30 na Wayback Machine. Pridobljeno 25. decembra 2007.
  14. ↑ R.G. Burns: Mineralogical Applications of Crystal Field Theory, str. 354. Cambridge University Press (1993). [7][mrtva povezava] Pridobljeno 26. decembra 2007.
  15. ↑ Anderson, Don L. (2007) New Theory of the Earth. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-84959-3, 0-521-84959-4
  16. ↑ A. Alden, The Big Squeeze: Into the Mantle. [About.com] Pridobljeno 25. decembra 2007.
  17. ↑ mantle@Everything2.com. Pridobljeno 26. decembra 2007.
  18. ↑ 18,0 18,1 18,2 J. Louie: Earth's Interior. University of Nevada, Reno (1996). [8] Arhivirano 2011-07-20 na Wayback Machine. Pridobljeno 24. decembra 2007.
  19. ↑ 19,0 19,1 Mantle Viscosity and the Thickness of the Convective Downwellings [9] Arhivirano 2007-06-11 na Wayback Machine. Pridobljeno 7. novembra 2007.
  20. ↑ A. Alden: The End of D-Double-Prime Time? About.com. [10] Arhivirano 2008-10-06 na Wayback Machine. Pridobljeno 25. decembra 2007.
  21. ↑ K. Than: Scientists to study gash on Atlantic seafloor. Msnbc.com (2007). [11] Pridobljeno 16. marca 2008.
  22. ↑ Earth's Crust Missing In Mid-Atlantic. Science Daily (2. marec 2007). [12] Pridobljeno 16. marca 2008.
  23. ↑ Japan hopes to predict 'Big One' with journey to center of Earth. PhysOrg.com (2005). [13] Arhivirano 2005-12-19 na Wayback Machine. Pridobljeno 16. marca 2008.
  24. ↑ Ojovan M.I., Gibb F.G.F., Poluektov P.P., Emets E.P. 2005. Probing of the interior layers of the Earth with self-sinking capsules[mrtva povezava]. Atomic Energy, 99, str. 556–562.
  25. ↑ Ojovan M.I., Gibb F.G.F. "Exploring the Earth’s Crust and Mantle Using Self-Descending, Radiation-Heated, Probes and Acoustic Emission Monitoring". Nuclear Waste Research: Siting, Technology and Treatment, Nova Science Publishers, Inc. 2008. ISBN 978-1-60456-184-5.
  26. ↑ University of California - Davis (2009). Super-computer Provides First Glimpse Of Earth's Early Magma Interior. ScienceDaily. [14] Pridobljeno 16. junija 2009.
Pridobljeno iz »https://sl.wikipedia.org/w/index.php?title=Zemljin_plašč&oldid=6231201«