Мантія Землі -це силікатна оболонка Землі, складена переважно перидотитами - породами, що складаються з силікатів магнію, заліза, кальцію та ін.

Мантія становить 67 % усієї маси Землі та близько 83 % всього обсягу Землі. Вона простягається від глибин 5-70 кілометрів нижче за кордон із земною корою, до кордону з ядром на глибині 2900 км. Мантія розташована у величезному діапазоні глибин, і зі збільшенням тиску в речовині відбуваються фазові переходи, при яких мінерали набувають все більш щільної структури. Найбільше перетворення відбувається на глибині 660 кілометрів. Термодинаміка цього фазового переходу така, що мантійна речовина нижче цієї межі не може проникнути через неї, і навпаки. Вище за межу 660 кілометрів знаходиться верхня мантія, а нижче, відповідно, нижня. Ці дві частини мантії мають різний склад та фізичні властивості. Хоча відомості про склад нижньої мантії обмежені, і кількість прямих даних дуже невелика, можна впевнено стверджувати, що її склад з часів формування Землі змінився значно менше ніж верхньої мантії, що породила земну кору.

Теплоперенесення в мантії відбувається шляхом повільної конвекції за допомогою пластичної деформації мінералів. Швидкості руху речовини при мантійній конвекції становлять близько кількох сантиметрів на рік. Ця конвекція надає руху літосферні плити. Конвекція у верхній мантії відбувається окремо. Існують моделі, які передбачають ще складнішу структуру конвекції.

Сейсмічна модель будови землі

Склад і будова глибинних оболонок Землі останні десятиліття продовжують залишатися однією з найбільш інтригуючих проблем сучасної геології. Число прямих даних про речовину глибинних зон дуже обмежене. У цьому плані особливе місце займає мінеральний агрегат із кімберлітової трубки Лесото (Південна Африка), який розглядається як представник мантійних порід, що залягають на глибині 250 км. Керн, піднятий з найглибшої у світі свердловини, пробуреної на Кольському півострові і досягла позначки 12 262 м, суттєво розширив наукові уявлення про глибинні горизонти земної кори - тонку поверхневу плівку земної кулі. Разом з тим новітні дані геофізики та експериментів, пов'язаних з дослідженням структурних перетворень мінералів, вже зараз дозволяють змоделювати багато особливостей будови, складу та процесів, що відбуваються в глибинах Землі, знання яких сприяє вирішенню таких ключових проблем сучасного природознавства, як формування та еволюція планети. динаміка земної кори та мантії, джерела мінеральних ресурсів, оцінка ризику захоронення небезпечних відходів великих глибинах, енергетичні ресурси Землі та інших.

Широко відома модель внутрішньої будови Землі (розподіл її на ядро, мантію та земну кору) розроблена сейсмологами Г. Джефрісом та Б. Гутенбергом ще в першій половині XX століття. Вирішальним чинником при цьому виявилося різке зниження швидкості проходження сейсмічних хвиль усередині земної кулі на глибині 2900 км при радіусі планети 6371 км. Швидкість проходження поздовжніх сейсмічних хвиль безпосередньо над зазначеним кордоном дорівнює 136 км/с, а під ним - 81 км/с. Це і є межа мантії та ядра.

Відповідно радіус ядра становить 3471 км. Верхньою межею мантії служить сейсмічний розділ Мохоровичіча (Мохо, М), виділений югославським сейсмологом А. Мохоровичічем (1857-1936) ще 1909 року. Він відокремлює земну кору від мантії. На цьому рубежі швидкості поздовжніх хвиль, що пройшли через земну кору, стрибкоподібно збільшуються з 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, проте це відбувається на різних глибинних рівнях. Під континентами глибина розділу М (тобто підошви земної кори) становить перші десятки кілометрів, причому під деякими гірськими спорудами (Памір, Анди) може сягати 60 км, тоді як під океанськими западинами, включаючи і товщу води, глибина дорівнює лише 10-12 км. . Взагалі ж земна кора у цій схемі вимальовується як тонка шкаралупа, тоді як мантія поширюється на 45% земного радіуса.

Але в середині XX століття в науку увійшли уявлення про більш дрібну глибинну будову Землі. З нових сейсмологічних даних виявилося можливим розділити ядро ​​на внутрішнє і зовнішнє, а мантію - на нижню і верхню. Ця модель, що набула широкого поширення, використовується і в даний час. Початок їй поклав австралійський сейсмолог К.Є. Буллен, який запропонував на початку 40-х років схему поділу Землі на зони, які позначив буквами: А – земна кора, В – зона в інтервалі глибин 33-413 км, С – зона 413-984 км, D – зона 984-2898 км , Д – 2898-4982 км, F – 4982-5121 км, G – 5121-6371 км (центр Землі). Ці зони відрізняються сейсмічними характеристиками. Пізніше зону D він розділив на зони D" (984-2700 км) та D" (2700-2900 км). В даний час ця схема значно видозмінена і лише шар D широко використовується в літературі. Його головна характеристика - зменшення градієнтів сейсмічних швидкостей в порівнянні з вище областю мантії.

Внутрішнє ядро, що має радіус 1225 км, тверде і має велику щільність - 12,5 г/см 3 . Зовнішнє рідке ядро, його щільність 10 г/см 3 . На межі ядра і мантії відзначається різкий стрибок у швидкості поздовжніх хвиль, а й у щільності. У мантії вона знижується до 5,5 г/см3. Шар D", що знаходиться в безпосередньому зіткненні із зовнішнім ядром, відчуває його вплив, оскільки температури в ядрі значно перевищують температури мантії. Місцями даний шар породжує величезні, спрямовані до поверхні Землі крізь мантійні тепломасопотоки, звані плюмами. Вони можуть проявлятися вулканічних областей, як, наприклад, на Гавайських островах, Ісландії та інших регіонах.

Верхня межа шару D" невизначена; її рівень від поверхні ядра може варіювати від 200 до 500 км і більше. Таким чином, можна зробити висновок, що даний шар відображає нерівномірне і різноінтенсивне надходження енергії ядра в область мантії.

Кордоном нижньої і верхньої мантії в схемі, що розглядається, служить сейсмічний розділ, що лежить на глибині 670 км. Він має глобальне поширення та обґрунтовується стрибком сейсмічних швидкостей у бік їх збільшення, а також зростанням щільності речовини нижньої мантії. Цей розділ є також межею змін мінерального складу порід у мантії.

Таким чином, нижня мантія, укладена між глибинами 670 і 2900 км, тягнеться радіусом Землі на 2230 км. Верхня мантія має внутрішній сейсмічний розділ, що добре фіксується, що проходить на глибині 410 км. При переході цієї межі зверху донизу сейсмічні швидкості різко зростають. Тут, як і нижній межі верхньої мантії, відбуваються істотні мінеральні перетворення.

Верхню частину верхньої мантії і земну кору разом виділяють як літосферу, що є верхньою твердою оболонкою Землі, в протилежність гідро-і атмосфері. Завдяки теорії тектоніки літосферних плит термін «літосфера» набув широкого поширення. Теорія передбачає рух плит по астеносфері - розм'якшеному, частково, можливо, рідкому глибинному шарі зниженої в'язкості. Проте сейсмологія не показує витриманої просторі астеносфери. Для багатьох областей виявлено декілька астеносферних верств, розташованих по вертикалі, а також уривчастість їх по горизонталі. Особливо безперечно їх чергування фіксується в межах континентів, де глибина залягання астеносферних шарів (лінз) варіює від 100 км до багатьох сотень. Під океанськими абісальними западинами астеносферний шар лежить на глибинах 70-80 км. і менше. Відповідно нижня межа літосфери фактично є невизначеною, а це створює великі труднощі для теорії кінематики літосферних плит, що відзначається багатьма дослідниками.

Сучасні дані про сейсмічні межі

З проведенням сейсмологічних досліджень, з'являються передумови виділення нових сейсмічних кордонів. Глобальними прийнято вважати межі 410, 520, 670, 2900 км, де збільшення швидкостей сейсмічних хвиль особливо помітно. Поряд із ними виділяються проміжні кордони: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 км. Додатково є вказівки геофізиків існування кордонів 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 км. Н.І. Павленкова нещодавно як глобальна виділена межа 100, що відповідає нижньому рівню поділу верхньої мантії на блоки. Проміжні межі мають різне просторове поширення, що свідчить про латеральну мінливість фізичних властивостей мантії, від яких вони залежать. Глобальні кордони є іншою категорією явищ. Вони відповідають глобальним змінам мантійного середовища за радіусом Землі.

Зазначені глобальні сейсмічні кордони використовуються при побудові геологічних і геодинамічних моделей, тоді як проміжні в цьому сенсі поки що уваги майже не привертали. Тим часом відмінності в масштабах та інтенсивності їхнього прояву створюють емпіричну основу для гіпотез, що стосуються явищ і процесів у глибинах планети.

Склад верхньої мантії

Проблема складу, структури та мінеральних асоціацій глибинних земних оболонок чи геосфер, звичайно, ще далека від остаточного вирішення, проте нові експериментальні результати та ідеї суттєво розширюють та деталізують відповідні уявлення.

Відповідно до сучасних поглядів, у складі мантії переважає порівняно невелика група хімічних елементів: Si, Mg, Fe, Al, Ca та О. Пропоновані моделі складу геосфер в першу чергу ґрунтуються на відмінності співвідношень зазначених елементів (варіації Mg/(Mg + Fe) = 0 ,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), а також на відмінностях у змісті Al і деяких інших більш рідкісних для глибинних порід елементів. Відповідно до хімічного та мінералогічного складу ці моделі отримали свої назви: піролітова (головні мінерали - олівін, піроксени та гранат щодо 4:2:1), піклогітова (головні мінерали - піроксен і гранат, а частка олівіну знижується до 40%) та еклогітова, в якій поряд з характерною для еклогітів піроксен-гранатової асоціацією присутні і деякі рідкісні мінерали, зокрема Al-містить кіаніт Al 2 SiO 5 (до 10 вага. %). Проте всі ці петрологічні моделі відносяться насамперед до пород верхньої мантії, що тягнеться до глибин ~670 км. Щодо валового складу глибших геосфер лише допускається, що відношення оксидів двовалентних елементів (МО) до кремнезему (МО/SiO 2 ) ~ 2, опиняючись ближче до олівіну (Mg, Fe) 2 SiO 4 ніж до піроксену (Mg, Fe) SiO 3 а серед мінералів переважають перовскітові фази (Mg, Fe)SiO 3 з різними структурними спотвореннями, магнезіовюстит (Mg, Fe)O зі структурою типу NaCl і деякі інші фази в значно менших кількостях.

Усі запропоновані моделі дуже узагальнені та гіпотетичні. Піролітова модель верхньої мантії з переважанням олівіну передбачає її значно більшу близькість по хімічному складу з усією глибшою мантією. Навпаки, піклогітова модель передбачає існування певного хімічного розмаїття між верхньою та іншою мантиями. Більш приватна еклогітова модель допускає присутність у верхній мантії окремих еклогітових лінз та блоків.

Великий інтерес представляє спроба узгодити структурно-мінералогічні та геофізичні дані, що належать до верхньої мантії. Вже близько 20 років допускається, що збільшення швидкостей сейсмічних хвиль на глибині ~410 км переважно пов'язане зі структурною перебудовою олівіну a-(Mg, Fe) 2 SiO 4 в вадслеит b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 , що супроводжується утворенням більш щільної фази з більшими значеннями коефіцієнтів пружності. Згідно з геофізичними даними, на таких глибинах у надрах Землі швидкості сейсмічних хвиль зростають на 3-5%, тоді як структурна перебудова олівіну в вадслеїт (відповідно до значень їх модулів пружності) повинна супроводжуватися збільшенням швидкостей сейсмічних хвиль приблизно на 13%. Водночас результати експериментальних досліджень олівіну та суміші олівін-піроксен при високих температурах та тисках виявили повний збіг розрахованого та експериментального збільшення швидкостей сейсмічних хвиль в інтервалі глибин 200-400 км. Оскільки олівін має приблизно таку ж пружність, як і високощільні моноклінні піроксени, ці дані повинні були б вказувати на відсутність у складі нижчої зони граната, що володіє високою пружністю, присутність якого в мантії неминуче викликала б більш значне збільшення швидкостей сейсмічних хвиль. Однак ці уявлення про безгранатову мантію суперечили петрологічним моделям її складу.

Так з'явилася ідея про те, що стрибок у швидкостях сейсмічних хвиль на глибині 410 км пов'язаний переважно зі структурною перебудовою піроксен-гранат усередині збагачених Na частин верхньої мантії. Така модель передбачає майже повну відсутність конвекції у верхній мантії, що суперечить сучасним геодинамічних уявлень. Подолання цих протиріч можна пов'язати з нещодавно запропонованою повнішою моделлю верхньої мантії, що допускає входження атомів заліза і водню в структуру вадслеїту.

У той час як поліморфний перехід олівіну у вадслеїт не супроводжується зміною хімічного складу, у присутності граната виникає реакція, що призводить до утворення вадслеїту, збагаченого Fe у порівнянні з вихідним олівіном. Більш того, вадслеїт може містити значно більше, ніж оливин атомів водню. Участь атомів Fe і Н у структурі вадслеїту призводить до зменшення її жорсткості і зменшення скоростей поширення сейсмічних хвиль, що проходять крізь цей мінерал.

Крім того, утворення збагаченого Fe вадслеїту передбачає залучення у відповідну реакцію більшої кількості олівіну, що має супроводжуватися зміною хімічного складу порід поблизу розділу 410. Ідеї про ці трансформації підтверджуються сучасними глобальносейсмічними даними. У цілому нині мінералогічний склад цієї частини верхньої мантії представляється більш менш ясним. Якщо говорити про піролітову мінеральну асоціацію, то її перетворення аж до глибин ~800 км досліджено досить детально. При цьому глобальному сейсмічному кордону на глибині 520 км відповідає перебудова вадслеїту b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 рингвудит - g-модифікацію (Mg, Fe) 2 SiO 4 зі структурою шпинелі. Трансформація піроксен (Mg, Fe)SiO 3 гранат Mg 3 (Fe, Al, Si) 2 Si 3 O 12 здійснюється у верхній мантії у ширшому інтервалі глибин. Таким чином, вся відносно гомогенна оболонка в інтервалі 400-600 км верхньої мантії переважно містить фази зі структурними типами гранату та шпинелі.

Всі запропоновані в даний час моделі складу мантійних порід допускають вміст Al 2 O 3 в кількості ~4 вагу. %, що також впливає специфіку структурних перетворень. При цьому наголошується, що в окремих областях неоднорідної за складом верхньої мантії Al може бути зосереджений у таких мінералах, як корунд Al 2 O 3 або кіаніт Al 2 SiO 5 , який при тисках і температурах, відповідних глибин ~450 км, трансформується в корунд і Стішовіт - модифікацію SiO 2 структура якої містить каркас з SiO 6 октаедрів. Обидва цих мінералу зберігаються у низах верхньої мантії, а й глибше.

Найважливіший компонент хімічного складу зони 400-670 км – вода, вміст якої, за деякими оцінками, становить ~0,1 вага. % та присутність якої в першу чергу пов'язують із Mg-силікатами. Кількість запасеної в цій оболонці води настільки значно, що на поверхні Землі воно склало б шар потужністю 800 м.

Склад мантії нижче за межу 670 км.

Проведені в останні два-три десятиліття дослідження структурних переходів мінералів з використанням рентгенівських камер високого тиску дозволили змоделювати деякі особливості складу та структури геосфер глибші за межу 670 км.

У цих експериментах досліджуваний кристал міститься між двома алмазними пірамідами (ковадлом), при стисканні яких створюються тиску, порівнянний з тисками всередині мантії та земного ядра. Проте щодо цієї частини мантії, частку якої припадає більше половини всіх надр Землі, як і залишається багато питань. В даний час більшість дослідників згодні з ідеєю про те, що вся ця глибинна (нижня в традиційному розумінні) мантія в основному складається з перовскитоподібної фази (Mg, Fe) SiO 3 , на частку якої припадає близько 70% її обсягу (40% обсягу всієї Землі), і магнезіовюститу (Mg, Fe)O (~20%). 10%, що залишилися, складають стиховіт і оксидні фази, що містять Ca, Na, K, Al і Fe, кристалізація яких допускається в структурних типах ільменіту-корунду (твердий розчин (Mg, Fe)SiO 3 -Al 2 O 3), кубічного перовскіту (CaSiO 3) і Саферита (NaAlSiO 4). Утворення цих сполук пов'язані з різними структурними трансформаціями мінералів верхньої мантії. При цьому одна з основних мінеральних фаз щодо гомогенної оболонки, що лежить в інтервалі глибин 410-670 км, - шпінелеподібний рингвудіт трансформується в асоціацію (Mg, Fe)-перовскіту та Mg-вюститу на рубежі 670 км, де тиск становить ~24 ГПа. Інший найважливіший компонент перехідної зони - представник сімейства граната піроп Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 відчуває перетворення з утворенням ромбічного перовскіту (Mg, Fe)SiO 3 і твердого розчину корунду-ільменіту (Mg, Fe)SiO 3 - Al 2 O 3 при кілька більших тисків. З цим переходом пов'язують зміну швидкостей сейсмічних хвиль межі 850-900 км, відповідному однієї з проміжних сейсмічних кордонів. Трансформація Сагранату андрадиту при менших тисках ~21 ГПа призводить до утворення ще одного згаданого вище важливого компонента Ca 3 Fe 2 3+ Si 3 O 12 нижньої мантії - кубічного Саперовскіту CaSiO 3 . Полярне відношення між основними мінералами цієї зони (Mg, Fe) - перовскітом (Mg, Fe) SiO 3 і Mg-вюститом (Mg, Fe) O варіює в досить широких межах і на глибині ~1170 км при тиску ~29 ГПа та температурах 2000 -2800 0 Змінюється від 2: 1 до 3: 1.

Виняткова стабільність MgSiO 3 зі структурою типу ромбічного перовскіту у широкому діапазоні тисків, що відповідають глибинам низів мантії, дозволяє вважати його одним із головних компонентів цієї геосфери. Підставою для цього висновку послужили експерименти, в ході яких зразки Mg-перовскита MgSiO 3 були піддані тиску, що в 1,3 млн разів перевищує атмосферне, і одночасно на зразок, поміщений між алмазними ковадлами, впливали лазерним променем з температурою близько 200. Таким чином, змоделювали умови, що існують на глибинах ~2800 км, тобто поблизу нижньої межі нижньої мантії. Виявилося, що ні під час, ні після експерименту мінерал не змінив своєї структури та складу. Таким чином, Л. Ліу, а також Е. Ніттл і Е. Жанлоз дійшли висновку, згідно з яким стабільність Mg-перовскіту дозволяє розглядати його як найпоширеніший мінерал на Землі, що становить, мабуть, майже половину її маси.

Не меншою стійкістю відрізняється і вюстит Fe x O, склад якого за умов нижньої мантії характеризується значенням стехіометричного коефіцієнта х< 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe 2+ и Fe 3+ . 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 0 С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0 С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0 С). 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.

Слід зазначити, що в переважаючих на великих глибинах перовскитоподібних фазах може міститися дуже обмежена кількість Fe, а підвищені концентрації Fe серед мінералів глибинної асоціації характерні лише для магнезіовюститу. При цьому для магнезіовюститу доведена можливість переходу під впливом високих тисків частини двовалентного заліза, що міститься в ньому, в тривалентне, що залишається в структурі мінералу, з одночасним виділенням відповідної кількості нейтрального заліза. На основі цих даних співробітники геофізичної лабораторії Іституту Карнегі Х. Мао, П. Белл і Т. Ягі висунули нові ідеї щодо диференціації речовини у глибинах Землі. На першому етапі завдяки гравітаційній нестійкості магнезіовюстит занурюється на глибину, де під впливом тиску з нього виділяється деяка частина заліза в нейтральній формі. Залишковий магнезіовюстит, що характеризується нижчою щільністю, піднімається у верхні шари, де знову змішується з перовскитоподібними фазами. Контакт з ними супроводжується відновленням стехіометрії (тобто цілісного відношення елементів у хімічній формулі) магнезіовюститу і призводить до можливості повторення описаного процесу. Нові дані дозволяють дещо розширити набір можливих глибокої мантії хімічних елементів. Наприклад, обгрунтована Н. Рос (1997) стійкість магнезиту при тисках, відповідних глибин ~900 км, вказує на можливу присутність вуглецю в її складі.

Виділення окремих проміжних сейсмічних кордонів, розташованих нижче за кордон 670, корелює з даними про структурні трансформації мантійних мінералів, форми яких можуть бути дуже різноманітними. Ілюстрацією зміни багатьох властивостей різних кристалів при високих значеннях фізико-хімічних параметрів, відповідних глибинної мантії, може служити, згідно з Р. Жанлозу і Р. Хейзену, зафіксована в ході експериментів при тисках 70 гігапаскалів (ГПа) (~1700 км) перебудова іонноковалентних у зв'язку із металевим типом міжатомних взаємодій. Рубіж 1200 може відповідати передбаченій на основі теоретичних квантово-механічних розрахунків і згодом змодельованої при тиску ~45 ГПа і температурі ~2000 0 З перебудові SiO 2 зі структурою стишовіту структурний тип CaCl 2 (ромбічний аналог рутила TiO 2), а 2 подальшому перетворенню у фазу зі структурою, проміжною між a-PbO 2 і ZrO 2 , що характеризується більш щільною упаковкою кремнійкисневих октаедрів (дані Л.С. Дубровинського зі співавторами). Також починаючи з цих глибин (~2000 км) при тисках 80-90 ГПа допускається розпад перовскитоподібного MgSiO 3 супроводжується зростанням вмісту періклаз MgO і вільного кремнезему. При дещо більшому тиску (~96 ГПа) та температурі 800 0 С встановлено прояв поліпії у FeO, пов'язаний з утворенням структурних фрагментів типу нікеліну NiAs, що чергуються з антинікеліновими доменами, в яких атоми Fe розташовані в позиціях атомів As, а атоми О - у позиціях атомів Ni. Поблизу кордону D" відбувається трансформація Al 2 O 3 зі структурою корунду в фазу зі структурою Rh 2 O 3 експериментально змодельована при тисках ~100 ГПа, тобто на глибині ~2200-2300 км. Використанням методу мессбауеровской спектроскопії при такому ж тиску з високоспинового (HS) в низькоспіновий стан (LS) атомів Fe в структурі магнезіовюститу, тобто зміна їх електронної структури. Зміною магнітного впорядкування, пов'язаного зі зміною електронної структури (HS => LS - перехід) атомів Fe.

Сейсмологічні виміри вказують на те, що і внутрішнє (тверде) і зовнішнє (рідке) ядра Землі характеризуються меншою щільністю порівняно зі значенням, одержуваним на основі моделі ядра, що складається тільки з металевого заліза за тих же фізико-хімічних параметрів. Це зменшення щільності більшість дослідників пов'язують із присутністю в ядрі таких елементів, як Si, O, S і навіть О, що утворюють сплави із залізом. Серед фаз, ймовірних для таких "фаустівських" фізико-хімічних умов (тиску ~250 ГПа та температури 4000-6500 0 С), називаються Fe 3 S з добре відомим структурним типом Cu 3 Au та Fe 7 S. Іншою передбачуваною в ядрі фазою є b-Fe, структура якої характеризується чотиришаровою щільною упаковкою атомів Fe. Температура плавлення цієї фази оцінюється 5000 0 С при тиску 360 ГПа. Присутність водню в ядрі тривалий час викликало дискусію через його низьку розчинність у залозі при атмосферному тиску. Однак недавні експерименти (дані Дж. Беддінга, Х. Мао і Р. Хемлі (1992)) дозволили встановити, що гідрид заліза FeH може сформуватися при високих температурах і тисках і виявляється стійким при тисках, що перевищують 62 ГПа, що відповідає глибинам ~1600 км . У зв'язку з цим присутність значних кількостей (до 40 мол. %) водню в ядрі цілком допустима і знижує його щільність до значень, що узгоджуються з даними сейсмології.

Можна прогнозувати, що нові дані про структурні зміни мінеральних фаз на великих глибинах дозволять знайти адекватну інтерпретацію та інших найважливіших геофізичних кордонів, що фіксуються в надрах Землі. Загальний висновок такий, що у таких глобальних сейсмічних рубежах, як 410 і 670 км, відбуваються значні зміни у мінеральному складі мантійних порід. Мінеральні перетворення відзначаються також і на глибинах ~850, 1200, 1700, 2000 та 2200-2300 км, тобто в межах нижньої мантії. Це дуже важлива обставина, що дозволяє відмовитися від уявлення про її однорідну структуру.

І ядром із розплавленого заліза. Вона займає основну частину Землі, становлячи дві третини маси планети. Мантія починається на глибині близько 30 кілометрів і сягає 2900 кілометрів.

Структура Землі

Земля має той самий склад елементів, що і (не враховуючи водень та гелій, які випарувалися через гравітацію Землі). Не беручи до уваги залізо в ядрі, ми можемо підрахувати, що мантія є сумішшю магнію, кремнію, заліза і кисню, що приблизно відповідає за складом мінералам.

Але саме те, що суміш мінералів присутня на заданій глибині, є складним питанням, яке мало обґрунтоване. Ми можемо одержувати зразки з мантії, шматки порід, підняті при певних вулканічних виверженнях, з глибини близько 300 кілометрів, а іноді й набагато глибші. Вони показують, що найвища частина мантії складається з перидотиту та еклогіту. Найцікавіше, що ми отримуємо від мантії – це діаманти.

Діяльність у мантії

Верхню частину мантії повільно перемішують рух плит, що проходять над нею. Це викликано двома видами діяльності. По-перше, відбувається рух рухомих плит вниз, які ковзають одна під одною. По-друге, відбувається висхідний рух мантійної породи, коли дві тектонічні плити розходяться і розсуваються. Тим не менш, усі ці дії не повністю змішують верхній шар мантії, і геохіміки вважають верхню мантію кам'яною версією мармурового пирога.

Світові моделі вулканізму відбивають дію тектоніки плит, крім кількох областей планети, званих гарячими точками. Гарячі точки можуть служити ключем до підйому та опускання матеріалів набагато глибше в мантії, можливо, з самого її заснування. У наші дні триває енергійна наукова дискусія щодо гарячих точок планети.

Вивчення мантії за допомогою сейсмічних хвиль

Наш найпотужніший метод вивчення мантії – це моніторинг сейсмічних хвиль від землетрусів у світі. Два різних види сейсмічних хвиль: хвилі P (аналогічні звуковим хвилях) і хвилі S (наприклад, хвилі від стручується мотузки) відповідають фізичним властивостям породи, через яку вони проходять. Сейсмічні хвилі відбивають деякі типи поверхонь і заломлюють (згинають) інші типи поверхонь, коли завдають по них удару. Вчені використовують ці ефекти визначення внутрішніх поверхонь Землі.

Наші інструменти досить хороші, щоб розглядати мантію Землі, як лікарі роблять ультразвукові знімки своїх пацієнтів. Після сторіччя збору даних про землетруси ми можемо зробити кілька вражаючих карт мантії.

Моделювання мантії у лабораторії

Мінерали та породи змінюються під високим тиском. Наприклад, загальний мантійний мінерал - олівін перетворюється на різні кристалічні форми на глибинах близько 410 кілометрів і знову на 660 кілометрах.

Вивчення поведінки мінералів за умов мантії відбувається двома способами: комп'ютерне моделювання, засноване на рівняннях фізики мінералів та лабораторних експериментах. Таким чином, сучасні дослідження мантії проводяться сейсмологами, програмістами та лабораторними дослідниками, які тепер можуть відтворювати умови в будь-якому місці мантії за допомогою лабораторного обладнання під високим тиском, такого як комірка з алмазною ковадлом.

Шари мантії та внутрішні кордони

Століття досліджень дозволило заповнити деякі прогалини у знаннях про мантію. Вона має три основні шари. Верхня мантія тягнеться від основи кори (Мохоровичича) до глибини 660 кілометрів. Перехідна зона розташована між 410 та 660 кілометрами, де відбуваються значні фізичні зміни мінералів.

Нижня мантія простягається від 660 до 2700 кілометрів. Тут сейсмічні хвилі сильно приглушені, і більшість дослідників вважають, що породи під ними різні за хімічним складом, а не лише кристалографією. І останній спірний шар на дні мантії має товщину близько 200 кілометрів і є межею між ядром та мантією.

Чому мантія Землі особлива

Оскільки мантія є основною частиною Землі, її історія має фундаментальне значення. Мантія сформувалася під час народження Землі, як океан рідкої магми на залізному ядрі. Оскільки вона тверділа, елементи, які не вписувалися в основні мінерали, зібралися у вигляді накипу на вершині кори. Потім, мантія розпочала повільну циркуляцію, яку продовжує останні 4 мільярди років. Верхня частина мантії почала охолоджуватись, тому що вона перемішувалась і гідратувалася тектонічними рухами поверхневих плит.

У той же час ми багато чого дізналися про структуру інших (Меркурія, Венери та Марса). Порівняно з ними, Земля має активну змащену мантію, яка є особливою завдяки тому ж елементу, який відрізняє її поверхню: воді.

Під земною корою розташований наступний шар, який називається мантією. Він оточує ядро ​​планети та має товщину майже три тисячі кілометрів. Будова мантії Землі дуже складна, тому потребує детального вивчення.

Мантія та її особливості

Назва цієї оболонки (геосфери) походить від грецького слова, що позначає плащ або покривало. Насправді, мантія, наче покривало огортає ядро. На неї припадає близько 2/3 маси Землі та приблизно 83% її обсягу.

Вважають, що температура оболонки не перевищує 2500 градусів за Цельсієм. Її щільність у різних шарах істотно відрізняється: у верхній частині вона становить до 3.5 т/куб.м, а нижніх – 6 т/куб.м. Складається мантія з твердих кристалічних речовин (важких мінералів, багатих на залізо і магній). Винятком є ​​лише астеносфера, яка перебуває у напіврозплавленому стані.

Структура оболонки

Тепер розглянемо будову мантії землі. Геосфера складається з наступних частин:

• верхня мантія, завтовшки 800-900 км;
• астеносфера;
• нижня мантія, завтовшки близько 2000 км.

Верхня мантія - це частина оболонки, яка розташована нижче земної кори і входить до літосфери. У свою чергу вона ділиться на астеносферу та шар Голіцину, який характеризується інтенсивним збільшенням швидкостей сейсмічних хвиль. Ця частина мантії Землі впливає такі процеси, як тектонічні руху плит, метаморфізм і магматизм. Варто зазначити, що будова її відрізняється залежно від того, під яким тектонічним об'єктом вона знаходиться.

Астеносфери. Сама назва серединного шару оболонки з грецької мови перекладається як «слабка куля». Геосфера, яку відносять до верхньої частини мантії, а іноді виділяють в окремий шар, характеризується зниженою твердістю, міцністю та в'язкістю. Верхня межа астеносфери завжди знаходиться нижче за крайню лінію земної кори: під континентами – на глибині 100 км, під морським дном – 50 км. Нижня межа її розташована на глибині 250-300 км. Астеносфера є головним джерелом магми на планеті, а рух аморфної та пластичної речовини вважається причиною тектонічних рухів у горизонтальній та вертикальній площинах, магматизму та метаморфізму земної кори.

Про нижню частину мантії вчені знають небагато. Вважається, що на кордоні з ядром розташований особливий шар Д, що нагадує астеносферу. Він відрізняється високою температурою (через близькість розпеченого ядра) та неоднорідністю речовини. До складу ж маси входить залізо та нікель.

Склад мантії Землі

Окрім будови мантії Землі цікавим є і її склад. Геосферу створюють олівін та ультраосновні породи (перидотити, перовскіти, дуніти), але є й основні породи (еклогіти). Встановлено, що в оболонці містяться рідкісні різновиди, які не зустрічаються в земній корі (гроспідити, флогопітові перидотити, карбонатити).

Якщо говорити про хімічний склад, то в мантії різної концентрації містяться: кисень, магній, кремній, залізо, алюміній, кальцій, натрій і калій, а також їх оксиди.

Мантія та її вивчення — відео

Мантію можна поділити на три основні сейсмічні області, які загалом концентричні із земною поверхнею; верхню мантію, перехідну зону (з аномальними градієнтами швидкостей) та нижню мантію. Значення щільностей цих областей показані малюнку. Для верхніх 400 км мантії характерні дуже низькі щільні градієнти, а в перехідній зоні є ділянки різкого зростання щільності; глибше 1050 км. знаходиться широка зона низьких градієнтів щільності, що поширюється майже до межі ядра (на глибині 2885 км.), за винятком, можливо, ще однієї перехідної зони безпосередньо в підошві мантії.

Мінеральний та хімічний склад мантії відомі далеко не так добре, як щільність

Мінеральний і хімічний склади мантії відомі далеко не так добре, як щільність, але деякі відомості можна отримати з обмежень, що накладаються фізичними характеристиками, даних по метеоритах і геологічних матеріалів.

1. Фізичні обмеження використовують для того, щоб визначити, які типи гірських порід можуть існувати на глибині. Крім щільності, необхідно враховувати тісно пов'язаний з нею параметр - літостатичний тиск (тобто тиск, що виробляється вагою порід, що лежать вище). Для судження про проблеми, пов'язані з плавленням та конвекцією, важлива також температура. Якщо відомі тиск і температура всередині мантії, а значить, і пов'язані з ними значення густини, можна поставити на зразках імовірно мантійних порід фізичні експерименти для того, щоб визначити, наскільки представницькі ці породи для мантії. У наступному тексті згадуються різні припущення про можливий склад речовини глибокої мантії, причому щільність дається за вимірами в поверхневих умовах (щільність при нульовому тиску).
2. Дані метеоритів дозволяють перевірити припущення про можливі склади речовини. Виходячи з хондритової моделі Землі, первісну мантію Землі можна уподібнити до силікатних фаз хондритів. У сукупності з теорією розподілу елементів за їх електронними властивостями це накладає додаткові обмеження на валовий склад та характер зміни складу з глибиною.
3. Геологічні матеріали, що безумовно стосуються мантії, мають ключове значення. Серед мантійних порід, які можна знайти на земній поверхні, головну роль відіграють продукти плавлення — вулканічні базальти — і включення, що містяться в них (ксеноліти, уламки) імовірно мантійного матеріалу. Зв'язок між можливим складом мантії та продуктами її плавлення встановлюється методами експериментальної петрології, що дозволяють відтворити температури та тиску, характерні щонайменше для верхніх 600 км мантії. Глибина джерел базальтів цілком укладається в цей інтервал, як це можна встановити за землетрусами, пов'язаними з вулканічними виверженнями

Ще один вид відомостей геологічного характеру дає вивчення кімберлітових трубок

Ще один вид відомостей геологічного характеру дає вивчення кімберлітових трубок, що йдуть на мантійні глибини, і офіолітів, що включають породи як океанічної кори, так і верхньої мантії, виведені на поверхню в результаті насувних рухів.

Офіоліти мають настільки важливе значення, що неможливо розглядати склад мантії у відриві від океанічної кори. Звичайно, про верхні оболонки Землі відомостей незрівнянно більше, ніж про нижні частини мантії: тут відіграють свою роль і доступність для відбору зразків, і можливість проведення експерименту. а також характеру їхньої еволюції.

Верхня мантія: еклогіт чи перидотит? Попередня модель. Один із підходів до вивчення складу мантії — поставити питання, з якої речовини можуть утворитися базальти, що складають майже всю океанічну кору і надзвичайно поширені на суші. Пошуки такої вихідної речовини легко зводяться до вибору між двома типами порід: між перидотитами та еклогітами.

1. «Перідотит»-збиральна назва великої групи ультраосновних порід, до типового складу яких входить близько 80% олівіну та 20% піроксену. Перидотити зустрічаються у вигляді тектонічних лінз у деяких молодих гірничоскладчастих поясах, на певних океанічних островах (головним чином включення в базальтах) і в алмазоносних кімберлітових трубках стародавніх континентальних областей, таких, як Південна Африка та Західна Австралія. Кімберлітові трубки, що утворилися в результаті вулканічних вибухів з викидом твердого матеріалу та газів, містять включення багатого гранатами перидотиту, деяку кількість еклогіту (див. нижче) і нерідко алмази, причому все це укладено в тонкозернистому цементі, в якому переважають слюдисті мінерали.
2. Еклогіт – метаморфічна порода, що утворюється в умовах високих тисків та низьких температур. За хімічним складом еклогіти близькі до базальтів. У мінералогічному відношенні еклогіти містять приблизно рівні частини глиноземистого (тобто збагаченого алюмінієм) піроксену та щільного мінералу – гранату. Еклогіти (як і перидотити) зустрічаються в молодих гірських поясах, таких як Альпи та Гімалаї, і вважаються метаморфізованими базальтами:

плагіоклазовий польовий шпат + піроксен + олівін базальт
гранат + глиноземний піроксен + кварц. еклогіт

Головна різниця між еклогітом та перидотитом у мантії землі

Головна різниця між еклогітом і перидотитом полягає в тому, що еклогіт містить більше гранату, тоді як у перидотиті переважає олівін; крім того, еклогіт містить більше піроксенів і збагачений кремнеземом.
В обох випадках цікаво розглянути природу кордону між корою та мантією-сейсмічного поділу Мохоровичіча (М). Над цією межею океанічна кора має базальтовий склад, а континентальна кора різко відрізняється від неї хімічно та мінералогічно (у ній переважають тоналіти та гранулити).

Якщо (відповідно до перетворення верхня мантія має еклогітовий склад, то океанічний розділ М являє собою фазовий перехід від низькотемпературної до високотемпературної форми одного і того ж базальтового складу. Навпаки, для перидотитової верхньої мантії океанічний розділ М відображає зміну складу: від базальтової, основної кори до перидотитової, ультраосновної верхньої мантії. В обох випадках континентальний розділ М повинен відображати зміну складу
Піддавши зразки гірських порід випробуванням за відповідних умов тиску і температури, дослідники встановили, що уявлення про фазовий перехід не узгоджується з глибинами океанічного розділу М, що спостерігаються. Щоб оцінити значення цих експериментальних даних, треба мати на увазі, що фазовий перехід повинен був би здійснюватися при певному тиску, а значить, на певній постійній глибині, якби він не був пов'язаний із різними значеннями температурного градієнта. Вищі температури, як правило, викликають розширення і тому сприяють існуванню базальту з його низькою щільністю, тоді як нижчі температури сприятливі для щільнішого еклогіту, якщо є необхідний тиск.

Які ж умови тиску та температури у розділу Мохоровичича та у верхній мантії?

Тиск Р змінюється в залежності від глибини щільності матеріалу, що вище лежить. Якщо для простоти ми приймемо, що кілька сотень кілометрів Землі мають середню щільність 3300 кг/м3, то отримаємо
Р = 3,3 107hН/м2,
де глибина h виражена за кілометри. Або ж, користуючись одиницями, звичнішими в геології, можна написати:
Р = 0,33ft кбар.
Температурний градієнт залежить від кількох факторів, таких, як питома теплогенерація порід, їх коефіцієнт теплопровідності та тип теплоперенесення-конвекція або теплопровідність. Приповерхневі породи кори порівняно жорсткіші, ніж більш глибинні мантійні матеріали, тому теплоперенесення шляхом конвекції у них утруднений. Крім того, в них міститься більше джерел радіогенного тепла, ніж у будь-яких постулюваних мантійних породах; тому для кори характерні найвищі температурні градієнти.

Значення температурних градієнтів для порід, що неглибоко залягають.

Значення температурних градієнтів для порід, що неглибоко залягають (виміряні в бурових свердловинах) лежать, як встановлено, між 20 і 40°С/км, але такі значення не можна екстраполювати на всі 2900 км мантії. Крім низької теплогенерації мантійних порід та його пластичних властивостей ми знаємо, що розумна межа температури зовнішнього ядра становить близько 4000°С. У глибокій мантії температурний градієнт повинен зменшуватися рівня адіабатичного градієнта, тобто. приблизно до 0,3 ° С/км. Такі криволінійні геотерми включають ділянки крутих градієнтів в жорсткому, сильно сверхадіабатичному провідному шарі (кора і верхи мантії) і більш пологі градієнти в слабо сверхадіабатіческом, конвектуючим шарі, розташованому нижче.
Крім цих яскраво виражених особливостей є також менш помітні відмінності між температурними градієнтами в приповерхневих океанічних і континентальних областях. Це з майже однаковими значеннями рівноважного океанічного і континентального теплового потоку. Оскільки відомі континентальні породи характеризуються значно вищою теплогенерацією, ніж більшість океанічних порід, постулюється, що температури у верхній мантії під океанами мають бути вищими, ніж під континентами.

Тепер ми можемо повернутися до експериментальних даних щодо фазового переходу базальт-еклогіт. Точне положення цієї межі з упевненістю не встановлено, але що вище температура на глибині, то глибше здійснюється фазовий перехід. Тому в районах з високим геотермічним градієнтом розділ М у разі верхньої еклогітової мантії буде глибше, ніж у районах з нижчим градієнтом, таких, як континенти (точка А). Жодної кореляції такого роду між геотермічним градієнтом та глибиною сейсмічного розділу Мохоровичича не виявлено; крім того, відомо, що для появи еклогіту необхідні більш високі тиски, ніж ті, які можливі у океанічного розділу М. І останній «цвях у труну» еклогітової моделі-необхідність 100% плавлення для отримання хімічно ідентичної базальтової магми. Цілком рідкий шар мав би повністю гасити S-хвилі, чого насправді не відбувається. Спостережуване слабке згасання відповідає лише невеликому (декілька відсотків) частковому плавленню, тому воно свідчить на користь перидотитової моделі. Таким чином, та обставина, що еклогіт за складом дуже близький до базальту, аж ніяк не означає, що він є вихідним матеріалом для базальту; навпаки, це виключає таку можливість!

Мантія землі відео

З чого складається мантія Землі?

Довгий час основним матеріалом мантії вважався олівін - добре знайомий багатьом жовтувато-зелений, оливковий, а то й коричневий мінерал, що входить до складу багатьох найважчих гірських порід Землі, що коли-небудь виливалися з надр земних розплавленої магмою. З олівіну в основному складаються і кам'яні метеорити, що прилітають до нас на Землю з космічного простору.

Деякі вчені вважають, що це залишки будівельного матеріалу, з якого утворилися планети, у тому числі наша Земля. Якби це було так… Скільки проблем і загадок вирішилося б… Але поки що лише за непрямими ознаками можна обговорювати можливий склад та будову речовини мантії.

У 1936 році відомий англійський фізик і видний громадський діяч Джон Берналл припустив, що в глибині земних надр умовахвисоких температур і тисків кристалики олівіну здавлюються, атоми переупаковуються і повинні виходити кристали іншої, більшої щільності.

Аналогічну ідею висловив у той же час і Володимир (Вартан) Микитович Лодочніков. Він вважав, що це фізичні властивості матерії, що у глибині Землі, повинні змінюватися.

Вчені почали випробовувати олівін у лабораторіях. Кубики жовто-зеленого мінералу стискали і нагрівали, знову нагрівали і знову стискали. Олівін під тиском дуже підходив за своїми сейсмічними характеристиками до речовини мантії, але… При тисках, що відповідали глибині приблизно 400 кілометрів, він руйнувався. Отже, з нього могла складатися лише верхня та частково середня мантія. А що ж входить до складу нижньої?