Płaszcz ziemski występuje pomiędzy skorupą ziemską a jądrem ziemskim (zob. Geosfery ). W porównaniu do skorupy jest to sfera bardziej ujednolicona. W obrębie płaszcza zachodzi ruch materii w prądach konwekcyjnych, będących podstawowym mechanizmem napędowym dla tektoniki płyt litosferycznych i górotwórczości (zob. Procesy strefy subdukcji ), [1], w nim generowanych jest wiele naprężeń uwalnianych podczas trzęsień ziemi (zob. Rozmieszczenie trzęsień ziemi ). Selektywne wytapianie skał jego górnej części dostarcza stopów, które migrują w części skorupowe Ziemi (zob. Rodzaje magmy ).
Płaszcz ziemski stanowi \( 68\% \) masy oraz \( 84\% \) objętości Ziemi. Jego ciężar właściwy zmienia się od 3,3 \( g/cm^3 \) w częściach podskorupowych do 5,5 \( g/cm^3 \) w częściach nadjądrowych [2], [3]. Temperatura przy górnej granicy wynosi kilkaset stopni Celsjusza, a przy dolnej osiąga około 4000 \( ^oC \) (zob. Ciepło Ziemi ), [4]. Ciśnienie w płaszczu ziemskim wzrasta od kilku kilobarów do około 1400. Wzrost ciśnienia przy jednoczesnym wzroście temperatury zapobiega upłynnieniu materii płaszcza, która znajduje się w stałym stanie skupienia. Wykazuje ona cechy lepkosprężyste, wiec możliwe jest wolne przemieszanie się tej materii. Płaszcz ziemski zbudowany jest z krzemianu magnezu ( Tabela 1 ), który w kierunku jądra przyjmuje fazy wysokociśnieniowe [5]. Zawiera niewielkie ilości izotopów promieniotwórczych, które są ważnym źródłem energii wewnętrznej Ziemi [1]. W dolnych częściach płaszcza, w podstawowym budulcu, występują domieszki chromu, niklu, metalicznego żelaza [6].
Dolną granicę płaszcza ziemskiego wyznacza nieciągłość Gutenberga, która znajduje się na głębokości około 2900 km (zob. Geosfery ), [7].
Płaszcz ziemski jest dwudzielny, w jego obrębie wyróżnia się dwie strefy:
- płaszcz zewnętrzny, o grubości około 350 km - 400 km, który zbudowany jest z warstwy perydotytowej oraz astenosfery,
- płaszcz wewnętrzny z bazalną warstwą D”, zalegający na głębokościach 2660 km - 2890 km.
Pomiędzy nimi występuje warstwa przejściowa o grubości 200 km, której dolna granica wyznacza nieciągłość Golicyna (znaną również jako nieciągłość Repettiego) ( Rys. 1 ), [8].
Najbardziej zewnętrzną częścią płaszcza ziemskiego jest warstwa perydotytowa ( Rys. 1 ), ( Rys. 2 ). Jest to sfera sztywna, stosunkowo chłodna, o temperaturach do około 1200 \( ^oC \) - 1300 \( ^oC \). Zbudowana jest z ultrazasadowych skał magmowych, częściowo zmetamorfizowanych, o typie perydotytu (zob. Skały zasadowe, ultrazasadowe i ultramaficzne ). Pod oceanami warstwa perydotytowa ma grubość około 100 km. Pod skorupą kontynentalną jest grubsza i jej przeciętna miąższość wynosi do 200 km, a w jej skład, obok perydotytu, wchodzą również skały o typie eklogitu (zob. Skały wysokich ciśnień i temperatur (facja granulitowa i eklogitowa) ). Od dołu warstwa perydotytowa graniczy z astenosferą.
Pierwiastek | TLEN | KRZEM | MAGNEZ | ŻELAZO | GLIN | WAPŃ | SÓD | POTAS
|
\( \% \) | 44,8 | 21,5 | 22,8 | 5,8 | 2,2 | 2,3 | 0,3 | 0,03 |
Tabela 1 oprac. na podstawie [5].
Astenosfera ( Rys. 1 ) jest kluczową strefą dla procesów geodynamicznych Ziemi. Odpowiada za korektę izostatyczną oraz ma zasadniczy wpływ na ruch płyt litosferycznych, które poruszają się po jej powierzchni. Warunki ciśnieniowo-temperaturowe panujące w jej obrębie powodują, że ma właściwości lepkosprężyste i jest podatna na odkształcenia (nazwa sfery pochodzi od słowa "uginam się") [10], [7]. Ma zmienną grubość od około 150 km pod oceanami do ponad 250 km pod kontynentami [9]. Jej dolna granica jest w miarę stała, znajduje się na głębokości 350 km - 400 km. Wyznacza ją nieciągłość Golicyna. Na niej następuje wzrost prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych od około 8 \( km/s \) do 9 \( km/s \), co wskazuje, że podległy obszar zbudowany jest z materii o większej gęstości (zob. Geosfery ).
Płaszcz dolny to sfera stanowiąca ponad \( 50\% \) objętości Ziemi, w której ze względu na wysokie ciśnienia, materia utrzymywana jest w stanie stałym. Jest to w miarę jednorodna sfera, gdzie zmiany parametrów fizykochemicznych postępują gradacyjne, za wyjątkiem jej przyjądrowej części, gdzie wydzielana jest warstwa D” ( Rys. 1 ), (zob. Geosfery ), [5], [1], [11], [12]. Jest to relatywnie cienka warstwa, o zmiennej grubości, od kilkudziesięciu kilometrów do 250 km. Ma złożoną strukturę. W jej obrębie następuje rozszczepienie fal poprzecznych oraz, wewnątrz cienkich stref, istotne obniżanie prędkości fal. Zakłada się, że jest to warstwa zbudowana z wysokociśnieniowego krzemianu magnezu, miejscowo wzbogaconego w żelazo [13], [14].
Granicę pomiędzy płaszczem a jądrem ziemskim stanowi nieciągłość Gutenberga. Na niej obserwowane są zaburzenia w przebiegu fal sejsmicznych. Następuje zanik fal poprzecznych, które nie rozchodzą się w cieczach, oraz skokowy spadek prędkości fal podłużnych, świadczący o wzroście na krótkim dystansie gęstości materii [6], [12].
Bibliografia
1. L. Czechowski: Tektonika płyt i konwekcja w płaszczu Ziemi, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1994.2. Z. Mortimer: Zarys fizyki Ziemi, AGH Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne, Kraków 2004.
3. F. V. Kaminsky: The Earth's lower mantle: composition and structure, Springer, London 2017.
4. S. Self, M. Rampino: The Crust and Lithosphere, Geological Society of London, London 2012.
5. D. L. Anderson: Theory of the Earth, Blackwell Scientific Publications, Boston 1999.
6. J. P. Poirier: Introduction to the Physics of the Earth's Interior, Cambridge University Press, Cambridge 2000.
7. R. E. Krebs: The Basics of Earth Science, Greenwood Publishing Company, London 2003.
8. S. Marshak: Earth: Portrait of a Planet (5th ed.), W. W. Norton & Company, New York 2015.
9. R. Dadlez, W. Jaroszewski: Tektonika, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1994.
10. P. Kłysz, J. Skoczylas: Oblicze naszej planety - geologia i geomorfologia w zarysie, Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań 2003.
11. L. Czechowski: The origin of hotspots and the D” layer. In: H. Montag, C. Reigber (Eds.), Geodesy and Physics of the Earth, Springer, Berlin, Heidelberg 1993.
12. A. M. Dziewonski, D. L. Anderson: Preliminary reference Earth model, Physics of the Earth and Planetary Interiors 1981, Vol. 25, Iss. 4, pp. 297-356, dostęp:23.09.2021
13. W. L. Mao, G. Shen, V. B. Prakapenka, Y. Meng, A. J. Campbell, D. L. Heinz, J. Shu, R. J. Hemle, H. K. Mao: Ferromagnesian postperovskite silicates in the D ″layer of the Earth, Proceedings of the National Academy of Sciences 2004, Vol. 101, Iss. 45, pp. 15867-15869, dostęp:23.09.2021
14. W. L. Mao, Y. Meng, G. Shen, V. B. Prakapenka, A. J. Campbell, D. L. Heinz, J. Shu, R. Caracas, R. E. Cohen, Y. Fei, R. J. M Hemley, M. Ho-kwang: Iron-rich silicates in the Earth's D ″layer, Proceedings of the National Academy of Sciences 2005, Vol. 102, Iss. 28, pp. 9751-9753, dostęp:23.09.2021