WikiDer > Нижняя мантия (Земля)

Lower mantle (Earth)
Строение Земли. Мезосфера обозначена как Более жесткая мантия на этой диаграмме.

В нижняя мантия, исторически известный как мезосфера, составляет примерно 56% от общего объема Земли и находится в области от 660 до 2900 км ниже поверхность Земли; между переходная зона и внешнее ядро.[1] В предварительная эталонная модель Земли (PREM) разделяет нижнюю мантию на три секции: верхнюю (660–770 км), среднюю и нижнюю мантию (770–2700 км) и слой D (2700–2900 км).[2] Давление и температура в нижней мантии колеблются от 24 до 127 ГПа.[2] и с 1900 по 2600 гг. K.[3] Было высказано предположение, что состав нижней мантии является пиролитический,[4] содержащий три основных этапа бриджманит, ферропериклаз и силикат кальция перовскит. Было показано, что высокое давление в нижней мантии вызывает спиновый переход железосодержащего бриджманита и ферропериклаза,[5] что может повлиять на оба мантийный шлейф динамика[6][7] и химия нижней мантии.[5]

Верхняя граница определяется резким увеличением сейсмическая волна скорости и плотность на глубине 660 километров (410 миль).[8] На глубине 660 км, рингвудит (γ- (Mg, Fe)2SiO4) распадается на Mg-Si перовскит и магнезиовюстит.[8] Эта реакция отмечает границу между верхняя мантия и нижняя мантия. Это измерение рассчитано на основе сейсмических данных и лабораторных экспериментов при высоком давлении. Основание мезосферы включает в себя D ″ зона, которая находится чуть выше граница мантия – ядро приблизительно от 2700 до 2890 км (от 1678 до 1796 миль). Основание нижней мантии около 2700 км.[8]

Физические свойства

Изначально нижняя мантия была обозначена как D-слой в сферически-симметричной модели Земли Буллена.[9] Сейсмическая модель внутренней части Земли PREM разделила слой D на три различных слоя, определяемых разрывом в сейсмическая волна скорости:[2]

  • 660–770 км: разрыв скорости волны сжатия (6-11%), за которым следует крутой градиент, указывает на преобразование минерала. рингвудит к бриджманиту и ферропериклазу и переходу между переходная зона слой к нижней мантии.
  • 770–2700 км: постепенное увеличение скорости, указывающее на адиабатический сжатие минеральных фаз в нижней мантии.
  • 2700–2900 км: D-слой считается переходом от нижней мантии к внешнее ядро.

Температура нижней мантии колеблется от 1960 К в верхнем слое до 2630 К на глубине 2700 км.[3] Модели температуры нижней мантии приближают конвекция как вклад первичного переноса тепла, в то время как теплопроводность и лучистая теплопередача считаются незначительными. В результате градиент температуры нижней мантии как функция глубины примерно адиабатический.[1] Расчет геотермического градиента наблюдал снижение с 0,47 К / км в самой верхней нижней части мантии до 0,24 К / км на 2600 км.[3]

Сочинение

Нижняя мантия в основном состоит из трех компонентов: бриджманита, ферропериклаза и силикатно-кальциевого перовскита (CaSiO3-перовскит). Исторически сложилось так, что пропорция каждого компонента была предметом обсуждения, когда предполагалась основная масса,

  • Пиролитический: получен из тенденций петрологического состава верхняя мантия перидотит что свидетельствует об однородности верхней и нижней мантии с отношением Mg / Si 1,27. Эта модель предполагает, что нижняя мантия состоит из 75% бриджманита, 17% ферропериклаза и 8% CaSiO.3-перовскит по объему.[4]
  • Хондритовый: предполагает, что нижняя мантия Земли образовалась из состава хондритовый метеорит предполагая соотношение Mg / Si примерно 1. Это означает, что бриджманит и CaSiO3-перовскиты - основные компоненты.

Лабораторные эксперименты по сжатию с несколькими наковальнями пиролит смоделированные условия адиабатического геотерма и измерили плотность с помощью на месте дифракция рентгеновских лучей. Было показано, что профиль плотности вдоль геотермы согласуется с PREM модель.[10] Первоначальный расчет профиля плотности и скорости в геотерме нижней мантии с различной пропорцией бриджманита и ферропериклаза показал соответствие модели PREM при соотношении 8: 2. Эта пропорция согласуется с валовым пиролитическим составом нижней мантии.[11] Кроме того, расчеты скорости поперечной волны пиролитического состава нижней мантии с учетом малых элементов привели к совпадению с профилем скорости сдвига PREM в пределах 1%.[12] С другой стороны, Спектроскопия Бриллюэна исследования при соответствующих давлениях и температурах показали, что нижняя мантия, состоящая из бриджманитовой фазы более чем на 93%, имеет скорости поперечных волн, соответствующие измеренным сейсмическим скоростям. Предлагаемый состав соответствует хондритовой нижней мантии.[13] Таким образом, валовой состав нижней мантии в настоящее время является предметом обсуждения.

Зона перехода отжима

Электронное окружение двух железосодержащих минералов в нижней мантии (бриджманит, ферропериклаз) переходит из высокоспинового (HS) в низкоспиновое (LS) состояние.[5] Fe2+ в ферропериклазе происходит переход между 50-90 ГПа. Бриджманит содержит как Fe3+ и Fe2+ в структуре Fe2+ занимают A-позицию и переходят в LS-состояние при 120 ГПа. Пока Fe3+ занимают как A-, так и B-позиции, B-позиция Fe3+ претерпевает переход из HS в LS при 30-70 ГПа, в то время как Fe в позиции A3+ обмены с B-сайтом Al3+ катион и становится LS.[14] Этот спиновый переход катиона железа приводит к увеличению Коэффициент распределения между ферропериклазом и бриджманитом до 10-14 обедняющего бриджманита и обогащения ферропериклаза Fe2+.[5] Сообщается, что переход от HS к LS влияет на физические свойства железосодержащих минералов. Например, сообщалось, что плотность и несжимаемость увеличиваются от HS до LS состояния в ферропериклазе.[15] Влияние спинового перехода на транспортные свойства и реология нижней мантии в настоящее время исследуется и обсуждается с помощью численного моделирования.

История

Мезосфера (не путать с мезосфера, слой атмосфера) происходит от "мезосферной оболочки", придуманной Реджинальд Олдворт Дэйли, а Гарвардский университет геология профессор. В пред-тектоника плит эпохи Дейли (1940) сделал вывод, что внешняя Земля состоит из трех сферический слои: литосфера (включая корка), астеносфера и мезосферная оболочка.[16] Гипотетические глубины Дейли до границы литосферы и астеносферы варьировались от 80 до 100 км (от 50 до 62 миль), а вершина мезосферной оболочки (основание астеносферы) составляла от 200 до 480 км (от 124 до 298 миль). Таким образом, астеносфера Дейли имела толщину от 120 до 400 км (от 75 до 249 миль). Согласно Дейли, основание твердой мезосферы Земли могло простираться до основания мантии (и, таким образом, до вершины ядро).

Производный член, мезопласты, был представлен как эвристический, основанный на комбинации «мезосферы» и «плиты», для постулируемых систем отсчета, в которых мантия горячие точки очевидно существуют.[17]

Смотрите также

использованная литература

  1. ^ а б Каминский, Феликс В. (2017). Нижняя мантия Земли: состав и строение. Чам: Спрингер. ISBN 9783319556840. OCLC 988167555.
  2. ^ а б c Дзевонски, Адам М .; Андерсон, Дон Л. (1981). «Предварительная эталонная модель Земли». Физика Земли и планетных недр. 25 (4): 297–356. Дои:10.1016/0031-9201(81)90046-7. ISSN 0031-9201.
  3. ^ а б c Кацура, Томоо; Йонеда, Акира; Ямазаки, Дайсуке; Ёсино, Такаши; Ито, Эйдзи (2010). «Адиабатический температурный профиль в мантии». Физика Земли и планетных недр. 183 (1–2): 212–218. Дои:10.1016 / j.pepi.2010.07.001. ISSN 0031-9201.
  4. ^ а б Рингвуд, Альфред Э. (1976). Состав и петрология мантии Земли. Макгроу-Хилл. ISBN 0070529329. OCLC 16375050.
  5. ^ а б c d Бадро, Дж. (2003-04-03). «Разделение железа в мантии Земли: к глубокому разрыву нижней мантии». Наука. 300 (5620): 789–791. Дои:10.1126 / science.1081311. ISSN 0036-8075. PMID 12677070. S2CID 12208090.
  6. ^ Shahnas, M.H .; Pysklywec, R.N .; Justo, J.F .; Юэн, Д.А. (2017-05-09). «Аномалии спинового перехода в нижней мантии: последствия для частичного расслоения в средней мантии». Международный геофизический журнал. 210 (2): 765–773. Дои:10.1093 / gji / ggx198. ISSN 0956-540X.
  7. ^ Бауэр, Дэн Дж .; Гурнис, Майкл; Джексон, Дженнифер М .; Стурхан, Вольфганг (28 мая 2009 г.). «Усиленная конвекция и быстрые плюмы в нижней мантии, вызванные спиновым переходом в ферропериклазе». Письма о геофизических исследованиях. 36 (10). Дои:10.1029 / 2009GL037706. ISSN 0094-8276.
  8. ^ а б c Конди, Кент С. (2001). Перья мантии и их записи в истории Земли. Издательство Кембриджского университета. С. 3–10. ISBN 0-521-01472-7.
  9. ^ Буллен, К. (1942). «Изменение плотности центрального ядра Земли». Бюллетень сейсмологического общества Америки. 32: 19–29.
  10. ^ Ирифуне, Т .; Shinmei, T .; McCammon, C.A .; Miyajima, N .; Rubie, D.C .; Фрост, Д. Дж. (08.01.2010). «Разделение железа и изменение плотности пиролита в нижней мантии Земли». Наука. 327 (5962): 193–195. Дои:10.1126 / science.1181443. ISSN 0036-8075. PMID 19965719. S2CID 19243930.
  11. ^ Ван, Сяньлун; Цучия, Таку; Хасэ, Ацуши (2015). «Вычислительная поддержка пиролитической нижней мантии, содержащей трехвалентное железо». Природа Геонауки. 8 (7): 556–559. Дои:10.1038 / ngeo2458. ISSN 1752-0894.
  12. ^ Хён, Евгения; Хуанг, Шичунь; Петаев, Михаил И .; Якобсен, Стейн Б. (2016). «Является ли мантия химически стратифицированной? Данные моделирования скорости звука и изотопной эволюции океана ранней магмы». Письма по науке о Земле и планетах. 440: 158–168. Дои:10.1016 / j.epsl.2016.02.001.
  13. ^ Мураками, Мотохико; Охиси, Ясуо; Хирао, Наохиса; Хиросе, Кей (май 2012 г.). «Перовскитовая нижняя мантия, выведенная из данных о скорости звука при высоком давлении и высокой температуре». Природа. 485 (7396): 90–94. Дои:10.1038 / природа11004. ISSN 0028-0836. PMID 22552097. S2CID 4387193.
  14. ^ Бадро, Джеймс (30 мая 2014 г.). «Спиновые переходы в мантийных минералах». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 42 (1): 231–248. Дои:10.1146 / аннурьев-земля-042711-105304. ISSN 0084-6597.
  15. ^ Линь, Юнг-Фу; Специя, Серджио; Мао, Чжу; Марквардт, Хауке (апрель 2013 г.). "Эффекты электронных спиновых переходов железа в минералах нижней мантии: последствия для геофизики и геохимии глубокой мантии". Обзоры геофизики. 51 (2): 244–275. Дои:10.1002 / rog.20010. S2CID 21661449.
  16. ^ Дейли, Реджинальд Олдворт (1940). Прочность и структура Земли. Нью-Йорк: Prentice Hall.
  17. ^ Кумазава М., Фукао Ю. (1977). «МОДЕЛЬ ДВОЙНОЙ ПЛАСТИНЫ ТЕКТОНИКИ». Исследования высокого давления, применения в геофизике, ACADEMIC PRESS, INC. Издано Elsevier Inc., стр. 127.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)