Il guscio di silicato della Terra, il suo mantello, si trova tra la suola della crosta terrestre e la superficie del nucleo terrestre a una profondità di circa 2.900 km. Solitamente, secondo i dati sismici, il mantello è suddiviso in quello superiore (strato B), fino a una profondità di 400 km, lo strato di Golitsyn di transizione (strato C) nell'intervallo di profondità di 400-1000 km, e il mantello inferiore ( strato D) con una base ad una profondità di circa 2.900 km. Sotto gli oceani nella parte superiore del mantello, c'è anche uno strato di basse velocità di propagazione delle onde sismiche: la guida d'onda di Gutenberg, solitamente identificata con l'astenosfera terrestre, in cui la sostanza del mantello è in uno stato parzialmente fuso. Sotto i continenti, la zona delle basse velocità, di regola, non è distinta o è debolmente espressa.
La composizione del mantello superiore comprende solitamente anche le parti sottocrostali delle placche litosferiche, in cui la materia del mantello viene raffreddata e completamente cristallizzata. Sotto gli oceani, lo spessore della litosfera varia da zero sotto le zone di rift a 60-70 km sotto i bacini abissali degli oceani. Sotto i continenti, lo spessore della litosfera può raggiungere i 200-250 km.
Le nostre informazioni sulla struttura del mantello e del nucleo terrestre, nonché sullo stato della materia in queste geosfere, sono state ottenute principalmente da osservazioni sismiche, interpretando le curve del tempo di percorrenza delle onde sismiche, tenendo conto delle note equazioni dell'idrostatica, che mettono in relazione gradienti di densità e valori delle velocità di propagazione delle onde longitudinali e trasversali nel mezzo. Questa tecnica è stata sviluppata dai famosi geofisici G. Jeffries, B. Gutenberg e in particolare C. Bullen già a metà degli anni '40 e poi notevolmente migliorata da C. Bullen e altri sismologi. Nelle Figg. dieci.
Figura 10.
1 - Modello Naimark-Sorokhtin (1977a); 2 - Bullen modello A1 (1966); 3 - Il modello di Zharkov "Terra-2" (Zharkov et al., 1971); 4 - ricalcolo dei dati di Pankov e Kalinin (1975) per la composizione di lherzoliti con distribuzione della temperatura adiabatica.
Come si vede dalla figura, la densità del mantello superiore (strato B) aumenta con la profondità da 3,3-3,32 a circa 3,63-3,70 g/cm 3 ad una profondità di circa 400 km. Inoltre, nello strato di transizione di Golitsyn (strato C), il gradiente di densità aumenta bruscamente e la densità sale a 4,55-4,65 g/cm 3 a una profondità di 1.000 km. Lo strato di Golitsyn passa gradualmente nel mantello inferiore, la cui densità aumenta gradualmente (secondo una legge lineare) a 5,53–5,66 g/cm 3 ad una profondità di circa 2.900 km alla sua base.
L'aumento della densità del mantello con la profondità è spiegato dalla compattazione della sua sostanza sotto l'influenza della pressione sempre crescente degli strati del mantello sovrastanti, che raggiunge valori di 1,35-1,40 Mbar alla base del mantello. Una compattazione particolarmente evidente dei silicati del mantello si verifica nell'intervallo di profondità di 400-1000 km. Come ha mostrato A. Ringwood, è a queste profondità che molti minerali subiscono trasformazioni polimorfiche. In particolare, il minerale più comune nel mantello, l'olivina, acquisisce una struttura cristallina a spinello, ei pirosseni acquisiscono un'ilmenite, quindi la struttura più densa di perovskite. A profondità ancora maggiori, la maggior parte dei silicati, con la possibile eccezione della sola enstatite, si decompone in ossidi semplici con il più vicino impaccamento di atomi nei loro cristalliti corrispondenti.
I fatti del movimento delle placche litosferiche e della deriva dei continenti testimoniano in modo convincente l'esistenza di intensi movimenti convettivi nel mantello, che hanno ripetutamente mescolato tutta la sostanza di questa geosfera durante la vita della Terra. Da ciò possiamo concludere che le composizioni sia del mantello superiore che di quello inferiore sono mediamente le stesse. Tuttavia, la composizione del mantello superiore è determinata con sicurezza dai ritrovamenti di rocce ultrabasiche della crosta oceanica e dalle composizioni di complessi di ofiolite. Studiando ofioliti di cinture ripiegate e basalti di isole oceaniche, A. Ringwood, già nel 1962, propose un'ipotetica composizione del mantello superiore, che chiamò pirolite, ottenuta mescolando tre parti di peridotite di tipo alpino - Asburgo con una parte di hawaiana basalto. La pirolite di Ringwood ha una composizione simile alle lherzoliti oceaniche studiate in dettaglio da L.V. Dmitriev (1969, 1973). Ma, a differenza della pirolite, la lherzolite oceanica non è un'ipotetica miscela di rocce, ma una vera roccia del mantello che si è sollevata dal mantello nelle zone di rift terrestre ed è esposta in faglie trasformate vicino a queste zone. Inoltre, LV Dmitriev ha mostrato la complementarità dei basalti oceanici e delle restite (residui dopo la fusione dei basalti) harzburgite rispetto alle lherzoliti oceaniche, dimostrando così il primato delle lherzoliti, da cui, di conseguenza, vengono fusi i basalti tholeiitici delle dorsali oceaniche e il resto è conservato restite harzburgite. Pertanto, il più vicino alla composizione del mantello superiore e, di conseguenza, dell'intero mantello, corrisponde alla lherzolite oceanica descritta da L.V. Dmitriev, la cui composizione è riportata nella tabella. uno.
| ossidi | Composizione della crosta continentale (1) | Composizione del modello del mantello terrestre (2) | Composizione del modello del nucleo terrestre | La composizione della materia primaria della Terra (calcolo) | Composizione media delle condriti (3) | Composizione media delle condriti carboniose (4) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| SiO2 | 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 |
| Fe2O3 | 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 |
| Na2O | 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 | — |
| Somma | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 100,0 | 99,48 | 98,39 |
Inoltre, il riconoscimento dell'esistenza di moti convettivi nel mantello consente di determinarne il regime di temperatura, poiché durante la convezione la distribuzione della temperatura nel mantello dovrebbe essere prossima all'adiabatica, cioè ad uno in cui non vi è scambio termico tra volumi adiacenti del mantello, associato alla conducibilità termica della sostanza. In questo caso, la perdita di calore del mantello si verifica solo nel suo strato superiore, attraverso la litosfera terrestre, la cui distribuzione della temperatura è già nettamente diversa da quella adiabatica. Ma la distribuzione della temperatura adiabatica è facilmente calcolabile dai parametri della materia del mantello.
Per verificare l'ipotesi della stessa composizione del mantello superiore e inferiore, è stata calcolata la densità della lherzolite oceanica sollevata nella faglia trasformata della Carlsberg Ridge nell'Oceano Indiano utilizzando il metodo della compressione d'urto dei silicati a pressioni di circa 1,5 Mbar. Per un tale "esperimento" non è affatto necessario comprimere il campione di roccia stesso a pressioni così elevate, è sufficiente conoscerne la composizione chimica ei risultati di precedenti esperimenti sulla compressione d'urto dei singoli ossidi formanti roccia. I risultati di tale calcolo, effettuato per la distribuzione adiabatica della temperatura nel mantello, sono stati confrontati con le distribuzioni di densità note nella stessa geosfera, ma ricavati da dati sismologici (vedi Fig. 10). Come si può vedere dal confronto di cui sopra, la distribuzione della densità della lherzolite oceanica ad alte pressioni e temperatura adiabatica approssima bene la reale distribuzione della densità nel mantello, ottenuta da dati completamente indipendenti. Ciò testimonia a favore della realtà delle ipotesi fatte sulla composizione lherzolite dell'intero mantello (superiore ed inferiore) e sulla distribuzione della temperatura adiabatica in questa geosfera. Conoscendo la distribuzione della densità della materia nel mantello, se ne può calcolare anche la massa: risulta essere pari a (4,03-4,04) × 10 2 g, ovvero il 67,5% della massa totale della Terra.
Alla base del mantello inferiore si distingue un altro strato di mantello dello spessore di circa 200 km, solitamente indicato con il simbolo D'', in cui diminuiscono i gradienti delle velocità di propagazione delle onde sismiche e aumenta l'attenuazione delle onde trasversali. Inoltre, sulla base dell'analisi delle caratteristiche dinamiche della propagazione delle onde riflesse dalla superficie del nucleo terrestre, I.S. Berzon e i suoi colleghi (1968, 1972) sono riusciti a identificare un sottile strato di transizione tra il mantello e il nucleo dello spessore di circa 20 km, che abbiamo chiamato strato di Berzon, in cui la velocità delle onde trasversali nella metà inferiore diminuisce con la profondità da 7,3 km/s quasi a zero. La diminuzione della velocità delle onde trasversali può essere spiegata solo da una diminuzione del valore del modulo di rigidità e, di conseguenza, da una diminuzione del coefficiente di viscosità effettiva della sostanza in questo strato.
Il confine stesso della transizione dal mantello al nucleo terrestre rimane piuttosto netto. A giudicare dall'intensità e dallo spettro delle onde sismiche riflesse dalla superficie del nucleo, lo spessore di tale strato limite non supera 1 km.
D.Yu. Pushcharovsky, Yu.M. Pushcharovsky (Università statale di Mosca intitolata a MV Lomonosov)
La composizione e la struttura dei profondi gusci della Terra negli ultimi decenni continuano ad essere uno dei problemi più intriganti della geologia moderna. Il numero di dati diretti sulla questione delle zone profonde è molto limitato. A questo proposito, un posto speciale è occupato da un aggregato minerale del tubo di kimberlite del Lesotho (Sud Africa), considerato un rappresentante delle rocce del mantello che si trovano a una profondità di circa 250 km. Il nucleo recuperato dal pozzo più profondo del mondo, perforato nella penisola di Kola e raggiungendo i 12.262 m, ha ampliato significativamente la comprensione scientifica degli orizzonti profondi della crosta terrestre, un sottile film vicino alla superficie del globo. Allo stesso tempo, gli ultimi dati della geofisica e gli esperimenti relativi allo studio delle trasformazioni strutturali dei minerali consentono già ora di modellare molte caratteristiche della struttura, della composizione e dei processi che si verificano nelle profondità della Terra, la cui conoscenza contribuisce alla soluzione di problemi chiave delle moderne scienze naturali come la formazione e l'evoluzione del pianeta, la dinamica della crosta terrestre e del mantello, le fonti di risorse minerarie, la valutazione del rischio di smaltimento di rifiuti pericolosi a grande profondità, le risorse energetiche della Terra, ecc.
Modello sismico della struttura della Terra
Il modello ampiamente noto della struttura interna della Terra (la sua divisione in nucleo, mantello e crosta terrestre) è stato sviluppato dai sismologi G. Jeffreys e B. Gutenberg nella prima metà del XX secolo. Il fattore decisivo in questo è stata la scoperta di una forte diminuzione della velocità di passaggio delle onde sismiche all'interno del globo a una profondità di 2900 km con un raggio del pianeta di 6371 km. La velocità di propagazione delle onde sismiche longitudinali direttamente sopra il confine specificato è 13,6 km/s, e al di sotto di esso - 8,1 km/s. Ecco cos'è confine mantello-nucleo.
Di conseguenza, il raggio centrale è 3471 km. Il limite superiore del mantello è la sezione sismica di Mohorovic ( Moho, M), identificato nel 1909 dal sismologo jugoslavo A. Mohorovichich (1857-1936). Separa la crosta terrestre dal mantello. A questo confine, le velocità delle onde longitudinali che hanno attraversato la crosta terrestre aumentano bruscamente da 6,7-7,6 a 7,9-8,2 km/s, ma ciò avviene a diversi livelli di profondità. Sotto i continenti la profondità della sezione M (cioè le suole della crosta terrestre) è di poche decine di chilometri, e sotto alcune strutture montuose (Pamir, Ande) può raggiungere i 60 km, mentre sotto i bacini oceanici, compresa la colonna d'acqua, la profondità è di soli 10-12 km. In generale, la crosta terrestre in questo schema appare come un guscio sottile, mentre il mantello si estende in profondità fino al 45% del raggio terrestre.
Ma a metà del 20° secolo, le idee su una struttura profonda più frazionata della Terra sono entrate nella scienza. Sulla base di nuovi dati sismologici, è risultato possibile dividere il nucleo in interno ed esterno e il mantello in inferiore e superiore (Fig. 1). Questo modello popolare è ancora in uso oggi. È stato avviato dal sismologo australiano K.E. Bullen, che all'inizio degli anni '40 propose uno schema per dividere la Terra in zone, che designò con le lettere: A - la crosta terrestre, B - una zona nell'intervallo di profondità di 33-413 km, C - una zona di 413- 984 km, D - una zona di 984-2898 km , D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (centro della Terra). Queste zone differiscono per caratteristiche sismiche. Successivamente, ha diviso la zona D in zone D "(984-2700 km) e D" (2700-2900 km). Allo stato attuale, questo schema è stato significativamente modificato, e solo lo strato D "è ampiamente utilizzato in letteratura. La sua caratteristica principale è una diminuzione dei gradienti di velocità sismica rispetto alla regione del mantello sovrastante.
Riso. 1. Schema della struttura profonda della Terra
Più studi sismologici vengono effettuati, più appaiono i confini sismici. I confini globali sono considerati 410, 520, 670, 2900 km, dove l'aumento delle velocità delle onde sismiche è particolarmente evidente. Insieme a loro si distinguono i confini intermedi: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Inoltre, ci sono indicazioni di geofisici sull'esistenza di confini 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. NI Pavlenkova ha recentemente individuato il confine 100 come globale, che corrisponde al livello inferiore della divisione del mantello superiore in blocchi. I confini intermedi hanno una diversa distribuzione spaziale, che indica la variabilità laterale delle proprietà fisiche del mantello, da cui dipendono. I confini globali rappresentano una diversa categoria di fenomeni. Corrispondono ai cambiamenti globali nell'ambiente del mantello lungo il raggio della Terra.
I marcati confini sismici globali sono utilizzati nella costruzione di modelli geologici e geodinamici, mentre quelli intermedi in questo senso finora non hanno attirato quasi nessuna attenzione. Nel frattempo, le differenze nella scala e nell'intensità delle loro manifestazioni creano una base empirica per ipotesi riguardanti fenomeni e processi nelle profondità del pianeta.
Di seguito consideriamo come i confini geofisici siano correlati ai recenti risultati dei cambiamenti strutturali nei minerali sotto l'influenza di alte pressioni e temperature, i cui valori corrispondono alle condizioni delle profondità della terra.
Il problema della composizione, della struttura e delle associazioni minerali di conchiglie o geosfere di terra profonda, ovviamente, è ancora lontano da una soluzione finale, ma nuovi risultati e idee sperimentali ampliano e dettagliano significativamente le idee corrispondenti.
Secondo le opinioni moderne, la composizione del mantello è dominata da un gruppo relativamente piccolo di elementi chimici: Si, Mg, Fe, Al, Ca e O. modelli di composizione della geosfera si basano principalmente sulla differenza nei rapporti di questi elementi (variazioni Mg / (Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe) / Si = 1,2Р1,9), nonché sulle differenze nel contenuto di Al e alcuni altri elementi più rari per rocce profonde. In accordo con la composizione chimica e mineralogica, questi modelli hanno ricevuto i loro nomi: pirolitico(i minerali principali sono olivina, pirosseni e granato in rapporto 4:2:1), piklogic(i minerali principali sono pirosseno e granato e la proporzione di olivina scende al 40%) ed eclogitico, che, insieme all'associazione pirosseno-granato caratteristica delle eclogiti, contiene anche alcuni minerali più rari, in particolare la cianite Al2SiO5 (fino al 10% in peso). Tuttavia, tutti questi modelli petrologici si riferiscono principalmente a rocce del mantello superiore estendendosi fino a una profondità di circa 670 km. Per quanto riguarda la composizione in massa delle geosfere più profonde, si presume solo che il rapporto tra ossidi di elementi bivalenti (MO) e silice (MO/SiO2) ~ 2, sia più vicino all'olivina (Mg, Fe)2SiO4 che al pirosseno (Mg , Fe)SiO3 e i minerali sono dominati da fasi di perovskite (Mg, Fe)SiO3 con varie distorsioni strutturali, magnesiouustite (Mg, Fe)O con una struttura del tipo NaCl e alcune altre fasi in quantità molto minori.
Tutti i modelli proposti sono molto generalizzati e ipotetici. Il modello pirolitico del mantello superiore dominato dall'olivina suggerisce che la sua composizione chimica sia molto più vicina a quella dell'intero mantello più profondo. Al contrario, il modello piclogitico presuppone l'esistenza di un certo contrasto chimico tra la tomaia e il resto del mantello. Un modello eclogitico più particolare consente la presenza di lenti eclogitiche separate e blocchi nel mantello superiore.
Di grande interesse è il tentativo di armonizzare i dati strutturali-mineralogici e geofisici relativi al mantello superiore. Da circa 20 anni si presume che l'aumento delle velocità delle onde sismiche a una profondità di ~410 km sia principalmente associato al riarrangiamento strutturale dell'olivina a-(Mg, Fe)2SiO4 in wadsleyite b-(Mg, Fe)2SiO4, accompagnato dalla formazione di una fase più densa con grandi valori dei coefficienti di elasticità. Secondo i dati geofisici, a tali profondità all'interno della Terra, le velocità delle onde sismiche aumentano del 3-5%, mentre il riarrangiamento strutturale dell'olivina in wadsleyite (secondo i valori dei loro moduli elastici) dovrebbe essere accompagnato da un aumento nelle velocità delle onde sismiche di circa il 13%. Allo stesso tempo, i risultati degli studi sperimentali sulla miscela di olivina e olivina-pirosseno ad alte temperature e pressioni hanno rivelato un completo accordo tra l'aumento calcolato e sperimentale delle velocità delle onde sismiche nell'intervallo di profondità di 200-400 km. Poiché l'olivina ha all'incirca la stessa elasticità dei pirosseni monoclini ad alta densità, questi dati dovrebbero indicare l'assenza di un granato altamente elastico nella zona sottostante, la cui presenza nel mantello causerebbe inevitabilmente un aumento più significativo delle velocità delle onde sismiche. Tuttavia, queste idee sul mantello senza granato entrarono in conflitto con i modelli petrologici della sua composizione.
Tabella 1. Composizione minerale della pirolite (secondo L. Liu, 1979)
Pertanto, è nata l'idea che il salto delle velocità delle onde sismiche a una profondità di 410 km sia associato principalmente al riarrangiamento strutturale dei granati di pirosseno all'interno delle parti arricchite di Na del mantello superiore. Un tale modello presuppone un'assenza quasi completa di convezione nel mantello superiore, che contraddice i moderni concetti geodinamici. Il superamento di queste contraddizioni può essere associato al modello più completo recentemente proposto del mantello superiore, che consente l'incorporazione di atomi di ferro e idrogeno nella struttura della wadsleyite.
Riso. 2. Modifica delle proporzioni in volume dei minerali di pirolite all'aumentare della pressione (profondità), secondo M. Akaogi (1997). Simboli dei minerali: Ol - olivina, Garnet - granato, Cpx - pirosseni monoclini, Opx - pirosseni rombici, MS - "spinello modificato", o wadsleyite (b-(Mg, Fe)2SiO4), Sp - spinello, Mj - mejorite Mg3 (Fe, Al, Si)2(SiO4)3, Mw - magnesiowustite (Mg, Fe)O, Mg-Pv -Mg-perovskite, Ca-Pv-Ca-perovskite, X - putativo Al- fasi contenenti strutture come ilmenite , Ca-ferrite e/o olandite
Mentre il passaggio polimorfico dell'olivina alla wadsleyite non è accompagnato da un cambiamento nella composizione chimica, in presenza del granato si verifica una reazione che porta alla formazione della wadsleyite arricchita in Fe rispetto all'olivina originaria. Inoltre, la wadsleyite può contenere significativamente più atomi di idrogeno dell'olivina. La partecipazione degli atomi di Fe e H nella struttura della wadsleyite porta ad una diminuzione della sua rigidità e, di conseguenza, ad una diminuzione delle velocità di propagazione delle onde sismiche che passano attraverso questo minerale.
Inoltre, la formazione di wadsleyite arricchita con Fe suggerisce il coinvolgimento di una maggiore quantità di olivina nella reazione corrispondente, che dovrebbe essere accompagnata da un cambiamento nella composizione chimica delle rocce vicino alla sezione 410. Le idee su queste trasformazioni sono confermate dalla moderna globalizzazione dati sismici. Nel complesso, la composizione mineralogica di questa parte del mantello superiore sembra essere più o meno chiara. Se parliamo dell'associazione del minerale pirolitico (Tabella 1), la sua trasformazione fino a una profondità di ~ 800 km è stata studiata in modo sufficientemente dettagliato ed è riassunta in Fig. 1. 2. In questo caso, il confine sismico globale a una profondità di 520 km corrisponde al riarrangiamento della wadsleyite b-(Mg, Fe)2SiO4 in ringwoodite - modifica g di (Mg, Fe)2SiO4 con una struttura a spinello. La trasformazione del pirosseno (Mg, Fe)SiO3 granato Mg3(Fe, Al, Si)2Si3O12 avviene nel mantello superiore su un intervallo di profondità più ampio. Pertanto, l'intera conchiglia relativamente omogenea nell'intervallo di 400-600 km del mantello superiore contiene principalmente fasi con tipi strutturali a granato e spinello.
Tutti i modelli attualmente proposti per la composizione delle rocce del mantello consentono il contenuto di Al2O3 in una quantità di ~4 wt. %, che incide anche sulle specificità delle trasformazioni strutturali. Allo stesso tempo, si osserva che in alcune zone del mantello superiore, di composizione eterogenea, Al può essere concentrato in minerali come il corindone Al2O3 o la cianite Al2SiO5, che, a pressioni e temperature corrispondenti a profondità di ~450 km , si trasforma in corindone e stishovite - una modifica di SiO2, struttura che contiene una struttura di ottaedri SiO6. Entrambi questi minerali sono conservati non solo nel mantello inferiore, ma anche più in profondità.
La componente più importante della composizione chimica della zona di 400-670 km è l'acqua, il cui contenuto, secondo alcune stime, è di ~0,1 wt. % e la cui presenza è principalmente associata ai silicati di Mg. La quantità di acqua immagazzinata in questo guscio è così significativa che sulla superficie terrestre formerebbe uno strato con uno spessore di 800 m.
Composizione del mantello al di sotto del confine di 670 km
Gli studi sulle transizioni strutturali dei minerali effettuati negli ultimi due o tre decenni utilizzando camere a raggi X ad alta pressione hanno permesso di modellare alcune caratteristiche della composizione e della struttura delle geosfere più profonde del confine di 670 km. In questi esperimenti, il cristallo in esame viene posto tra due piramidi di diamante (incudini), durante la compressione delle quali si creano pressioni commisurate alle pressioni all'interno del mantello e del nucleo terrestre. Tuttavia, ci sono ancora molte domande su questa parte del mantello, che rappresenta più della metà dell'intero interno della Terra. Attualmente, la maggior parte dei ricercatori concorda con l'idea che tutto questo mantello profondo (inferiore nel senso tradizionale) consiste principalmente in una fase simile alla perovskite (Mg,Fe)SiO3, che rappresenta circa il 70% del suo volume (40% del volume dell'intera Terra). ), e magnesiowiustite (Mg, Fe)O (~20%). Il restante 10% sono fasi stishovite e ossido contenenti Ca, Na, K, Al e Fe, la cui cristallizzazione è consentita nei tipi strutturali di ilmenite-corindone (soluzione solida (Mg, Fe)SiO3-Al2O3), perovskite cubica ( CaSiO3) e Caferrite (NaAlSiO4). La formazione di questi composti è associata a varie trasformazioni strutturali minerali del mantello superiore. Allo stesso tempo, una delle principali fasi minerali di una conchiglia relativamente omogenea che giace nell'intervallo di profondità di 410–670 km, ringwoodite simile a uno spinello, si trasforma in un'associazione di (Mg, Fe)-perovskite e Mg-wustite al limite di 670 km, dove la pressione è di ~24 GPa. Un altro importante componente della zona di transizione, un membro della famiglia dei granati, il piropo Mg3Al2Si3O12, subisce una trasformazione con la formazione di perovskite ortorombica (Mg, Fe)SiO3 e una soluzione solida di corindone-ilmenite (Mg, Fe)SiO3 - Al2O3 a pressioni un po' più elevate. Questa transizione è associata ad una variazione delle velocità delle onde sismiche a cavallo di 850-900 km, corrispondente ad uno dei confini sismici intermedi. La trasformazione dell'andradite Ca-granato a pressioni inferiori di ~21 GPa porta alla formazione di un altro importante componente del mantello inferiore sopra menzionato, Ca-perovskite cubica CaSiO3. Il rapporto polare tra i principali minerali di questa zona (Mg,Fe) - perovskite (Mg,Fe)SiO3 e Mg-wustite (Mg,Fe)O varia su un intervallo abbastanza ampio e ad una profondità di ~1170 km ad una pressione di ~29 GPa e le temperature di 2000- 2800 0C cambiano da 2:1 a 3:1.
L'eccezionale stabilità di MgSiO3 con struttura perovskite rombica in un ampio intervallo di pressioni corrispondenti alle profondità del mantello inferiore ci consente di considerarlo uno dei componenti principali di questa geosfera. La base di questa conclusione sono stati gli esperimenti, durante i quali campioni di Mg-perovskite MgSiO3 sono stati sottoposti a una pressione 1,3 milioni di volte superiore alla pressione atmosferica e, allo stesso tempo, è stato applicato un raggio laser con una temperatura di circa 2000 0C al campione posto tra incudini diamantati.
Pertanto, sono state modellate le condizioni che esistono a una profondità di circa 2800 km, cioè vicino al limite inferiore del mantello inferiore. Si è scoperto che né durante né dopo l'esperimento il minerale ha cambiato struttura e composizione. Pertanto, L. Liu, così come E. Nittle ed E. Zhanloz sono giunti alla conclusione che la stabilità della Mg-perovskite ci consente di considerarla come il minerale più comune sulla Terra, costituendo, apparentemente, quasi la metà della sua massa.
Non meno stabile è FexO wustite, la cui composizione nelle condizioni del mantello inferiore è caratterizzata dal valore del coefficiente stechiometrico x< 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe2+ и Fe3+. При этом, согласно экспериментальным данным, температура плавления вюстита на границе нижней мантии и слоя D", по данным Р. Болера (1996), оценивается в ~5000 K, что намного выше 3800 0С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0С). Таким образом, вюстит должен сохраниться на этом рубеже в твердом состоянии, а признание фазового контраста между твердой нижней мантией и жидким внешним ядром требует более гибкого подхода и уж во всяком случае не означает четко очерченной границы между ними.
Va notato che le fasi perovskite-simili prevalenti a grandi profondità possono contenere una quantità molto limitata di Fe e concentrazioni elevate di Fe tra i minerali dell'associazione profonda sono caratteristiche solo della magnesiowustite. Allo stesso tempo, per magnesiowiustite, la possibilità del passaggio sotto l'influenza di alte pressioni di una parte del ferro ferroso in esso contenuto in ferro ferrico, rimanendo nella struttura del minerale, con il rilascio simultaneo della corrispondente quantità di ferro neutro, è stato dimostrato. Sulla base di questi dati, H. Mao, P. Bell e T. Yagi, dipendenti del laboratorio geofisico del Carnegie Institute, hanno avanzato nuove idee sulla differenziazione della materia nelle profondità della Terra. Nella prima fase, a causa dell'instabilità gravitazionale, il magnesiowustite affonda a una profondità da cui, sotto l'influenza della pressione, viene rilasciata parte del ferro in forma neutra. Il magnesiowustite residuo, caratterizzato da una densità inferiore, sale negli strati superiori, dove si mescola nuovamente con fasi simili a perovskite. Il contatto con loro è accompagnato dal ripristino della stechiometria (cioè il rapporto intero degli elementi nella formula chimica) della magnesiowiustite e porta alla possibilità di ripetere il processo descritto. I nuovi dati consentono di ampliare in qualche modo l'insieme degli elementi chimici probabili per il mantello profondo. Ad esempio, la stabilità della magnesite a pressioni corrispondenti a profondità di ~900 km, motivata da N. Ross (1997), indica la possibile presenza di carbonio nella sua composizione.
L'identificazione dei singoli confini sismici intermedi situati al di sotto della linea 670 è correlata ai dati sulle trasformazioni strutturali minerali del mantello, che può assumere un'ampia varietà di forme. Un'illustrazione del cambiamento di molte proprietà di vari cristalli ad alti valori di parametri fisico-chimici corrispondenti al mantello profondo può essere, secondo R. Jeanlose e R. Hazen, il riarrangiamento dei legami ione-covalenti di wuestite registrati durante gli esperimenti a pressioni di 70 gigapascal (GPa) (~1700 km) in connessione con il tipo metallico delle interazioni interatomiche. Il traguardo 1200 può corrispondere al riarrangiamento di SiO2 con la struttura stishovite nel tipo strutturale CaCl2 (analogo rombico del rutilo TiO2) previsto sulla base di calcoli quantomeccanici teorici e successivamente modellato a una pressione di ~45 GPa e una temperatura di ~ 2000 0C, e 2000 km alla sua successiva trasformazione in a con una struttura intermedia tra a-PbO2 e ZrO2 , caratterizzato da un impaccamento più denso di ottaedri silicio-ossigeno (dati da L.S. Dubrovinsky et al.). Inoltre, a partire da queste profondità (~2000 km), a pressioni di 80–90 GPa, è consentita la decomposizione di MgSiO3 simile alla perovskite, accompagnata da un aumento del contenuto di periclasi MgO e silice libera. A una pressione leggermente superiore (~96 GPa) e una temperatura di 800 0С, è stata stabilita una manifestazione di politipia in FeO, associata alla formazione di frammenti strutturali del tipo NiAs di nichelina, alternati a domini anti-nichel, in cui atomi di Fe si trovano nelle posizioni degli atomi di As e degli atomi di O - nelle posizioni degli atomi di Ni. Vicino al confine D", Al2O3 con la struttura a corindone si trasforma in una fase con la struttura Rh2O3, modellata sperimentalmente a pressioni di ~100 GPa, cioè a una profondità di ~2200–2300 km. spin (HS) nello stato di basso spin (LS) degli atomi di Fe nella struttura del magnesio-wüstite, cioè un cambiamento nella loro struttura elettronica. A questo proposito, va sottolineato che la struttura della wuestite FeO ad alta pressione è caratterizzata da non stechiometria compositiva, difetti di impaccamento atomico, politipo, e un cambiamento nell'ordine magnetico associato a un cambiamento nella struttura elettronica (HS => LS - transizione ) di atomi di Fe. Le caratteristiche notate ci consentono di considerare la wustite come uno dei minerali più complessi con proprietà insolite che determinano le specificità delle zone profonde della Terra arricchite con essa vicino al confine D.
Riso. 3. Struttura tetragonale del Fe7S-possibile componente del nucleo interno (solido), secondo D.M. Sherman (1997)
Le misurazioni sismologiche indicano che sia il nucleo interno (solido) che quello esterno (liquido) della Terra sono caratterizzati da una densità inferiore rispetto al valore ottenuto sulla base di un modello di nucleo costituito solo da ferro metallico con gli stessi parametri fisico-chimici. La maggior parte dei ricercatori attribuisce questa diminuzione della densità alla presenza nel nucleo di elementi come Si, O, S e persino O, che formano leghe con il ferro. Tra le fasi probabili per tali condizioni fisico-chimiche "faustiane" (pressione ~250 GPa e temperature 4000-6500 0С), Fe3S con il noto tipo strutturale Cu3Au e Fe7S, la cui struttura è mostrata in Fig. 3. Un'altra fase che si suppone sia nel nucleo è b-Fe, la cui struttura è caratterizzata da un impaccamento ravvicinato a quattro strati di atomi di Fe. La temperatura di fusione di questa fase è stimata in 5000°C ad una pressione di 360 GPa. La presenza di idrogeno nel nucleo è stata a lungo controversa a causa della sua bassa solubilità nel ferro a pressione atmosferica. Tuttavia, recenti esperimenti (dati di J. Badding, H. Mao e R. Hamley (1992)) hanno permesso di stabilire che idruro di ferro FeH può formarsi a temperature e pressioni elevate ed è stabile a pressioni superiori a 62 GPa, che corrispondono a profondità di ~1600 km. Al riguardo, la presenza di quantità significative (fino al 40 mol.%) idrogeno nel nucleo è abbastanza accettabile e riduce la sua densità a valori coerenti con i dati sismologici.
Si può prevedere che nuovi dati sui cambiamenti strutturali nelle fasi minerali a grandi profondità consentiranno di trovare un'interpretazione adeguata di altri importanti confini geofisici fissati nelle viscere della Terra. La conclusione generale è che a tali confini sismici globali come 410 e 670 km, ci sono cambiamenti significativi nella composizione minerale. rocce del mantello. Si notano anche trasformazioni minerali a profondità di ~850, 1200, 1700, 2000 e 2200-2300 km, cioè all'interno del mantello inferiore. Questa è una circostanza molto importante che permette di abbandonare l'idea della sua struttura omogenea.
Negli anni '80 del '900, gli studi sismologici che utilizzano onde sismiche longitudinali e trasversali, in grado di penetrare attraverso l'intero volume della Terra, e quindi dette volumetriche, in contrasto con quelle di superficie, che sono distribuite solo sulla sua superficie, risultarono essere così significative da consentire la stesura di mappe di anomalie sismiche per diversi livelli del pianeta. Il lavoro fondamentale in quest'area è stato svolto dal sismologo americano A. Dzevonsky e dai suoi colleghi.
Sulla fig. 4 mostra campioni di mappe simili da una serie pubblicata nel 1994, sebbene le prime pubblicazioni siano apparse 10 anni prima. L'articolo presenta 12 mappe per sezioni profonde della Terra comprese tra 50 e 2850 km, cioè quasi l'intero mantello. Su queste mappe più interessanti è facile vedere che il modello sismico è diverso a diversi livelli di profondità. Questo può essere visto dalle aree e dai contorni di distribuzione. aree sismiche anomale, le caratteristiche delle transizioni tra di loro e, in generale, l'aspetto generale delle carte. Alcuni di essi si distinguono per grande diversità e contrasto nella distribuzione delle aree con diverse velocità delle onde sismiche (Fig. 5), mentre altri mostrano relazioni più fluide e semplici tra di loro.
Nello stesso anno, il 1994, fu pubblicata un'opera simile di geofisici giapponesi. Contiene 14 mappe per livelli da 78 a 2900 km. In entrambe le serie di mappe è ben visibile l'eterogeneità del Pacifico che, pur mutando nei contorni, può essere ricondotta fino al nucleo terrestre. Al di là di questa grande disomogeneità, il pattern sismico diventa più complesso, cambiando notevolmente quando ci si sposta da un livello all'altro. Ma, non importa quanto sia significativa la differenza tra queste mappe, ci sono somiglianze tra alcune di esse. Si esprimono in alcune somiglianze nella collocazione di anomalie sismiche positive e negative nello spazio e, in definitiva, nelle caratteristiche generali della struttura sismica profonda. Ciò consente di raggruppare tali mappe, il che rende possibile distinguere gusci intramantelli di diversi modelli sismici. E questo lavoro è stato fatto. Sulla base dell'analisi delle mappe da parte dei geofisici giapponesi, è risultato possibile proporre una soluzione molto più frazionata la struttura del mantello terrestre mostrato in fig. 5 rispetto al modello di conchiglia terrestre convenzionale.
Due sono le disposizioni fondamentalmente nuove:
In che modo i confini proposti delle geosfere profonde sono correlati ai confini sismici precedentemente isolati dai sismologi? Il confronto mostra che il limite inferiore del mantello medio è correlato al limite del 1700, il cui significato globale è sottolineato nell'opera. Il suo limite superiore corrisponde approssimativamente alle righe di 800-900. Per quanto riguarda il mantello superiore, qui non ci sono discrepanze: il suo limite inferiore è rappresentato dal confine 670, e quello superiore dal confine mohorovichico. Prestiamo particolare attenzione all'incertezza del limite superiore del mantello inferiore. Nel processo di ulteriori ricerche, potrebbe risultare che i confini sismici recentemente delineati del 1900 e del 2000 consentiranno di apportare modifiche al suo spessore. Pertanto, i risultati del confronto testimoniano la validità del nuovo modello proposto della struttura del mantello.
Conclusione
Lo studio della struttura profonda della Terra è una delle aree più vaste e importanti delle scienze geologiche. Nuovo stratificazione del mantello La Terra ci permette di affrontare il complesso problema della geodinamica profonda in modo molto meno schematico di prima. La differenza nelle caratteristiche sismiche dei gusci terrestri ( geosfere), riflettendo la differenza nelle loro proprietà fisiche e nella composizione minerale, crea opportunità per modellare i processi geodinamici in ciascuno di essi separatamente. Le geosfere in questo senso, come ormai è abbastanza chiaro, hanno una certa autonomia. Tuttavia, questo argomento estremamente importante esula dallo scopo di questo articolo. L'ulteriore sviluppo della tomografia sismica, così come alcuni altri studi geofisici, nonché lo studio della composizione minerale e chimica delle profondità, dipenderanno da costruzioni molto più sostanziate per quanto riguarda la composizione, la struttura, la geodinamica e l'evoluzione della Terra come un'intera.
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Sotto la crosta terrestre c'è lo strato successivo, chiamato mantello. Circonda il nucleo del pianeta ed è spesso quasi tremila chilometri. La struttura del mantello terrestre è molto complessa e richiede quindi uno studio dettagliato.
Mantello e le sue caratteristiche
Il nome di questa conchiglia (geosfera) deriva dalla parola greca per mantello o velo. Il mantello infatti avvolge il nucleo come un velo. Rappresenta circa 2/3 della massa della Terra e circa l'83% del suo volume.
È generalmente accettato che la temperatura del guscio non superi i 2500 gradi Celsius. La sua densità in diversi strati differisce in modo significativo: nella parte superiore arriva fino a 3,5 t/m3 e nella parte inferiore è di 6 t/m3. Il mantello è costituito da sostanze solide cristalline (minerali pesanti ricchi di ferro e magnesio). L'unica eccezione è l'astenosfera, che è in uno stato semi-fuso.
struttura a conchiglia
Consideriamo ora la struttura del mantello terrestre. La geosfera è composta dalle seguenti parti:
- mantello superiore, spesso 800-900 km;
- astenosfera;
- mantello inferiore, spesso circa 2000 km.
Il mantello superiore è la parte del guscio che si trova al di sotto della crosta terrestre ed entra nella litosfera. A sua volta, è suddiviso nell'astenosfera e nello strato di Golitsyn, caratterizzato da un intenso aumento delle velocità delle onde sismiche. Questa parte del mantello terrestre influenza processi come i movimenti tettonici delle placche, il metamorfismo e il magmatismo. Vale la pena notare che la sua struttura differisce a seconda dell'oggetto tettonico sotto cui si trova.
Astenosfera. Il nome stesso dello strato intermedio del guscio è tradotto dal greco come "palla debole". La geosfera, che è attribuita alla parte superiore del mantello, e talvolta isolata come strato separato, è caratterizzata da durezza, resistenza e viscosità ridotte. Il limite superiore dell'astenosfera è sempre al di sotto della linea estrema della crosta terrestre: sotto i continenti - a una profondità di 100 km, sotto il fondo del mare - 50 km. La sua linea inferiore si trova a una profondità di 250-300 km. L'astenosfera è la principale fonte di magma sul pianeta e il movimento della materia amorfa e plastica è considerata la causa dei movimenti tettonici sui piani orizzontale e verticale, del magmatismo e del metamorfismo della crosta terrestre.
Gli scienziati sanno poco della parte inferiore del mantello. Si ritiene che al confine con il nucleo ci sia uno strato speciale D, simile all'astenosfera. È caratterizzato da alta temperatura (dovuta alla vicinanza del nucleo rovente) e disomogeneità della materia. La composizione della massa comprende ferro e nichel.
Composizione del mantello terrestre
Oltre alla struttura del mantello terrestre, è interessante anche la sua composizione. La geosfera è formata da rocce olivine e ultramafiche (peridotiti, perovskiti, duniti), ma sono presenti anche rocce mafiche (eclogiti). È stato accertato che la conchiglia contiene varietà rare che non si trovano nella crosta terrestre (grospiditi, peridotiti flogopitiche, carbonatiti).
Se parliamo della composizione chimica, il mantello contiene in diverse concentrazioni: ossigeno, magnesio, silicio, ferro, alluminio, calcio, sodio e potassio, nonché i loro ossidi.
Mantello e il suo studio - video
Il mantello terrestre è la parte della geosfera situata tra la crosta e il nucleo. Contiene gran parte dell'intera sostanza del pianeta. Lo studio del mantello è importante non solo dal punto di vista della comprensione del mantello interno: può fare luce sulla formazione del pianeta, dare accesso a composti e rocce rari, aiutare a comprendere il meccanismo dei terremoti, ecc. ottenere informazioni sulla composizione e le caratteristiche del mantello non è facile. La gente non sa ancora come perforare pozzi così profondi. Il mantello terrestre è ora studiato principalmente utilizzando le onde sismiche. E anche modellando in laboratorio.
Struttura della Terra: mantello, nucleo e crosta
Secondo i concetti moderni, la struttura interna del nostro pianeta è divisa in più strati. Lo strato superiore è la crosta, seguito dal mantello e dal nucleo della Terra. La crosta è un guscio duro diviso in oceanico e continentale. Il mantello terrestre è separato da esso dal cosiddetto confine Mohorovicic (dal nome del sismologo croato che ne stabilì l'ubicazione), caratterizzato da un brusco aumento delle velocità delle onde sismiche longitudinali.
Il mantello costituisce circa il 67% della massa del pianeta. Secondo i dati moderni, può essere diviso in due strati: superiore e inferiore. Nel primo si distingue anche lo strato di Golitsyn o il mantello medio, che è una zona di transizione dalla parte superiore a quella inferiore. In generale, il mantello si estende a una profondità compresa tra 30 e 2900 km.
Il nucleo del pianeta, secondo gli scienziati moderni, è costituito principalmente da leghe di ferro e nichel. Inoltre è diviso in due parti. Il nucleo interno è solido, il suo raggio è stimato in 1300 km. Esterno - liquido, ha un raggio di 2200 km. Tra queste parti si distingue una zona di transizione.
Litosfera
La crosta e il mantello superiore della Terra sono accomunati dal concetto di "litosfera". È un guscio duro con aree stabili e mobili. Il guscio solido del pianeta è costituito dal quale, come previsto, si muove attraverso l'astenosfera: uno strato piuttosto plastico, probabilmente un liquido viscoso e altamente riscaldato. Fa parte del mantello superiore. Va notato che l'esistenza dell'astenosfera come guscio viscoso continuo non è confermata da studi sismologici. Lo studio della struttura del pianeta ci permette di identificare diversi strati simili posti verticalmente. Nella direzione orizzontale, l'astenosfera, a quanto pare, è costantemente interrotta.
Modi per studiare il mantello
Gli strati che si trovano sotto la crosta sono inaccessibili per lo studio. L'enorme profondità, il costante aumento della temperatura e l'aumento della densità rappresentano un serio problema per ottenere informazioni sulla composizione del mantello e del nucleo. Tuttavia, è ancora possibile immaginare la struttura del pianeta. Quando si studia il mantello, i dati geofisici diventano le principali fonti di informazione. La velocità delle onde sismiche, le caratteristiche della conduttività elettrica e della gravità consentono agli scienziati di formulare ipotesi sulla composizione e altre caratteristiche degli strati sottostanti.
Inoltre, alcune informazioni possono essere ottenute da frammenti di rocce del mantello. Questi ultimi includono diamanti, che possono dire molto anche sul mantello inferiore. Le rocce del mantello si trovano anche nella crosta terrestre. Il loro studio aiuta a capire la composizione del mantello. Tuttavia, non sostituiranno i campioni ottenuti direttamente dagli strati profondi, poiché a causa di vari processi che si verificano nella crosta, la loro composizione differisce da quella del mantello.
Mantello terrestre: composizione
Un'altra fonte di informazioni su come è il mantello sono i meteoriti. Secondo i concetti moderni, le condriti (il gruppo di meteoriti più comune sul pianeta) hanno una composizione vicina al mantello terrestre.
Si presume che contenga elementi che erano allo stato solido o entrati in un composto solido durante la formazione del pianeta. Questi includono silicio, ferro, magnesio, ossigeno e alcuni altri. Nel mantello si combinano con i silicati. I silicati di magnesio si trovano nello strato superiore, la quantità di silicato di ferro aumenta con la profondità. Nel mantello inferiore, questi composti si decompongono in ossidi (SiO 2 , MgO, FeO).
Di particolare interesse per gli scienziati sono le rocce che non si trovano nella crosta terrestre. Si presume che ci siano molti di questi composti (grospiditi, carbonatiti e così via) nel mantello.
Strati
Soffermiamoci più in dettaglio sull'estensione degli strati del mantello. Secondo gli scienziati, la parte superiore occupa un raggio di circa 30-400 km da lì, poi c'è una zona di transizione, che va più in profondità per altri 250 km. Il livello successivo è il fondo. Il suo confine si trova a una profondità di circa 2900 km ed è in contatto con il nucleo esterno del pianeta.
pressione e temperatura
Man mano che ti sposti più in profondità nel pianeta, la temperatura aumenta. Il mantello terrestre è sottoposto a una pressione estremamente elevata. Nella zona dell'astenosfera, l'effetto della temperatura prevale, quindi qui la sostanza si trova nel cosiddetto stato amorfo o semifuso. Più in profondità sotto pressione, diventa solido.
Studi del mantello e del confine mohorovicico
Il mantello terrestre perseguita gli scienziati da molto tempo. Nei laboratori sono in corso esperimenti su rocce che presumibilmente fanno parte degli strati superiore e inferiore, permettendoci di comprendere la composizione e le caratteristiche del mantello. Pertanto, gli scienziati giapponesi hanno scoperto che lo strato inferiore contiene una grande quantità di silicio. Il mantello superiore contiene riserve d'acqua. Proviene dalla crosta terrestre e da qui penetra anche in superficie.
Di particolare interesse è la superficie mohorovichica, la cui natura non è del tutto chiara. Studi sismologici suggeriscono che a un livello di 410 km sotto la superficie si verifica un cambiamento metamorfico delle rocce (diventano più dense), che si manifesta in un forte aumento della velocità delle onde. Si presume che le rocce basaltiche della zona si siano trasformate in eclogite. In questo caso, la densità del mantello aumenta di circa il 30%. Esiste un'altra versione, secondo la quale il motivo del cambiamento nella velocità delle onde sismiche risiede nel cambiamento nella composizione delle rocce.
Chikyu Hakken
Nel 2005 in Giappone è stata costruita una nave Chikyu appositamente attrezzata. La sua missione è fare un record in profondità nel fondo dell'Oceano Pacifico. Gli scienziati propongono di prelevare campioni delle rocce del mantello superiore e del confine mohorovichico per ottenere risposte a molte domande relative alla struttura del pianeta. L'attuazione del progetto è prevista per il 2020.
Va notato che gli scienziati non hanno solo rivolto la loro attenzione alle viscere oceaniche. Secondo gli studi, lo spessore della crosta sul fondo dei mari è molto inferiore a quello dei continenti. La differenza è significativa: sotto la colonna d'acqua nell'oceano, è necessario superare solo 5 km di magma in alcune zone, mentre a terra questa cifra sale a 30 km.
Ora la nave è già funzionante: sono stati ottenuti campioni di giacimenti di carbone profondi. L'attuazione dell'obiettivo principale del progetto consentirà di comprendere come è disposto il mantello terrestre, quali sostanze ed elementi costituiscono la sua zona di transizione e anche di scoprire il limite inferiore della diffusione della vita sul pianeta.
La nostra comprensione della struttura della Terra è ancora lontana dall'essere completa. La ragione di ciò è la difficoltà di penetrare nelle viscere. Tuttavia, il progresso tecnologico non si ferma. I progressi della scienza suggeriscono che nel prossimo futuro sapremo molto di più sulle caratteristiche del mantello.
Il mantello contiene la maggior parte della materia terrestre. Il mantello si trova anche su altri pianeti. Il mantello terrestre è compreso tra 30 e 2.900 km.
Entro i suoi limiti, secondo i dati sismici, si distinguono: lo strato del mantello superiore A fino a 400 km di profondità e DA fino a 800-1000 km (alcuni ricercatori stratificano DA chiamato mantello di mezzo); strato inferiore del mantello D prima profondità 2700 con strato di transizione D1 da 2700 a 2900 km.
Il confine tra la crosta e il mantello è il confine Mohorovichic, o Moho in breve. C'è un forte aumento delle velocità sismiche su di esso - da 7 a 8-8,2 km / s. Questo confine si trova a una profondità di 7 (sotto gli oceani) a 70 chilometri (sotto le cinture di piega). Il mantello terrestre è diviso in mantello superiore e mantello inferiore. Il confine tra queste geosfere è lo strato di Golitsyn, situato a una profondità di circa 670 km.
La struttura della Terra secondo vari ricercatori
La differenza nella composizione della crosta terrestre e del mantello è una conseguenza della loro origine: la Terra inizialmente omogenea, a seguito di parziale fusione, era divisa in una parte fusibile e leggera: la crosta e un mantello denso e refrattario.
Fonti di informazioni sul mantello
Il mantello terrestre è inaccessibile all'indagine diretta: non raggiunge la superficie terrestre e non è stato raggiunto da perforazioni profonde. Pertanto, la maggior parte delle informazioni sul mantello è stata ottenuta con metodi geochimici e geofisici. I dati sulla sua struttura geologica sono molto limitati.
Il mantello è studiato secondo i seguenti dati:
- dati geofisici. Innanzitutto i dati sulle velocità delle onde sismiche, sulla conducibilità elettrica e sulla gravità.
- Il mantello si scioglie: a seguito della parziale fusione del mantello si formano basalti, komatiiti, kimberliti, lamproiti, carbonatiti e alcune altre rocce ignee. La composizione del fuso è una conseguenza della composizione delle rocce fuse, dell'interanismo della fusione e dei parametri fisico-chimici del processo di fusione. In generale, la ricostruzione della sorgente dalla fusione è un compito difficile.
- Frammenti di rocce del mantello portati in superficie dalla fusione del mantello: kimberliti, basalti alcalini, ecc. Questi sono xenoliti, xenocristalli e diamanti. I diamanti occupano un posto speciale tra le fonti di informazione sul mantello. È nei diamanti che si trovano i minerali più profondi, che possono provenire anche dal mantello inferiore. In questo caso, questi diamanti rappresentano i frammenti più profondi della terra disponibili per uno studio diretto.
- Rocce del mantello nella composizione della crosta terrestre. Tali complessi sono più coerenti con il mantello, ma differiscono anche da esso. La differenza più importante sta nel fatto stesso del loro essere nella composizione della crosta terrestre, il che implica che si siano formati a seguito di processi non proprio ordinari e, forse, non rispecchiano il tipico mantello. Si verificano nelle seguenti impostazioni geodinamiche:
- Le iperbasite di tipo alpino sono parti del mantello incorporate nella crosta terrestre a seguito della costruzione di montagne. Più diffuso nelle Alpi, da cui deriva il nome.
- Iperbasite ofiolitiche - peredotiti nella composizione di complessi ofiolitici - parti dell'antica crosta oceanica.
- Le peridotiti abissali sono proiezioni di roccia del mantello sul fondo degli oceani o delle fratture.
Questi complessi hanno il vantaggio che in essi si possono osservare relazioni geologiche tra rocce diverse.
È stato recentemente annunciato che gli esploratori giapponesi stanno pianificando di tentare di perforare la crosta oceanica fino al mantello. Per questo fu costruita la nave Chikyu. L'inizio delle perforazioni è previsto per il 2007.
Il principale inconveniente delle informazioni ottenute da questi frammenti è l'impossibilità di stabilire relazioni geologiche tra diversi tipi di rocce. Questi sono pezzi di puzzle. Come diceva il classico, "determinare la composizione del mantello dagli xenoliti ricorda i tentativi di determinare la struttura geologica delle montagne dai ciottoli che un fiume ne trasportava".
Composizione del mantello
Il mantello è composto principalmente da rocce ultrabasiche: peridotiti, (lherzolites, harzburgites, wehrlites, pyroxenites), dunites e, in misura minore, rocce basiche - eclogiti.
Inoltre, tra le rocce del mantello, sono state identificate rare varietà di rocce che non si trovano nella crosta terrestre. Si tratta di varie peridotiti flogopitiche, grospiditi e carbonatiti.
| Elemento | Concentrazione | Ossido | Concentrazione | |
|---|---|---|---|---|
| 44.8 | ||||
| 21.5 | SiO2 | 46 | ||
| 22.8 | MgO | 37.8 | ||
| 5.8 | FeO | 7.5 | ||
| 2.2 | Al2O3 | 4.2 | ||
| 2.3 | CaO | 3.2 | ||
| 0.3 | Na2O | 0.4 | ||
| 0.03 | K2O | 0.04 | ||
| Somma | 99.7 | Somma | 99.1 |
La struttura del mantello
I processi che avvengono nel mantello hanno l'impatto più diretto sulla crosta terrestre e sulla superficie terrestre, sono la causa del movimento dei continenti, del vulcanismo, dei terremoti, della costruzione di montagne e della formazione di giacimenti minerari. Vi sono prove crescenti che il mantello stesso sia attivamente influenzato dal nucleo metallico del pianeta.
Convezione e pennacchi
Bibliografia
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Fonte: Koronovsky N.V., Yakushova A.F. "Fondamenti di geologia", M., 1991
Collegamenti
- Immagini della crosta terrestre e del mantello superiore // Programma internazionale di correlazione geologica (IGCP), Progetto 474
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