Mantel

Det midterste skallet i den kjemiske modellen for den indre strukturen i jordens kropp kalles jordens mantel . Den ligger mellom jordskorpen og jordkjernen, og med en gjennomsnittlig tykkelse på 2.850 km (dybden på mantelkjernegrensa: 2.898 km) er den mest omfangsrike og massiv av disse tre skjellene. Mens skorpen i stor grad består av relativt aluminiumrike bergarter av granittisk (kontinentalt øvre skorpe) og basaltisk (oseanisk skorpe og kontinental nedre skorpe) sammensetning, er materialet i jordkappen lite aluminium og relativt rikt på jern og magnesium . Den tilsvarende ultramafiske steinen i Upper Mantle kalles peridotitt . Den dypere mantelen består av høytrykksekvivalenter av peridotitten. Det meste av jordens mantel, bortsett fra mindre områder der det oppstår delvis smelting , er solid , men oppfører seg plastisk over geologiske tidsperioder.

Fremveksten

En slags proto-earth-mantel dannet sannsynligvis allerede for 4,45 milliarder år siden, da de svært flyktige komponentene som hydrogen , karbon (i form av karbondioksid og metan), nitrogen (inkludert ammoniakk og nitrogenoksider ) og edelgasser var stort sett frigjort til det opprinnelige -Atmosfæren avgasset og de siderofile elementene sank i stor grad til den da fremdeles helt flytende kjernen på jorden . ^[1]

Dimensjoner og temperaturer

Massen på jordkappen er ca. 4,08 · 10 ²⁴ kg og dermed rundt 68% av jordens totale masse. Det er temperaturer mellom minst flere 100 ° C ved kledningens øvre grense og over 3500 ° C ved kledningskjernegrensen.

Selv om disse temperaturene langt overstiger smeltepunktet for mantelmaterialet under atmosfæriske forhold, spesielt i dypere områder, består jordkappen nesten utelukkende av fast stein. Det enorme litostatiske trykket i jordens mantel forhindrer dannelse av smelter.

Kjemisk oppbygning

Samlet sammensetning

Mantelsammensetning i masseprosent

element	del	forbindelse	del
O	44,8 0	SiO 2	46,0 0
Si	21,5 0
Mg	22,8 0	MgO	37,8 0
Fe	5,8 0	FeO	7,5 0
Al	2,2 0	Al 2 O 3	4,2 0
Ca.	2,3 0	CaO	3,2 0
Ikke tilgjengelig	0,3 0	Na 2 O	0,4 0
K	0,03	K 2 O	0,04
Total	99,7 0	Total	99,1 0

Bergarten i den øvre mantelen består hovedsakelig av ultramafiske bergarter (hovedsakelig peridotitter og pyroxenitter ). Disse inneholder hovedsakelig olivin- eller høytrykksvarianter av dette mineralet, forskjellige pyroxener og andre mafiske mineraler . I dybdeområdet mellom 660 og ca 800 km oppnås temperatur- og trykkforhold der disse mineralene ikke lenger er stabile og derfor omdannes til andre mineraler gjennom fasetransformasjoner (se avsnittet Struktur av mantel og faseoverganger ). Mantelberg viser vanligvis en høyere andel jern og magnesium og en lavere andel silisium og aluminium . Skillet mellom jordskorpen og jordkappen er i hovedsak basert på denne forskjellige kjemiske sammensetningen. Uvitende prosesser er årsaken til denne forskjellen: Mantelberg smelter delvis , med silisium og aluminiumrike bergkomponenter spesielt flytende på grunn av deres lavere smeltepunkt , stiger som magma og størkner igjen på eller relativt nær overflaten. På denne måten har dagens skorpe og mantel differensiert seg over milliarder av år.

Mantelreservoarer

Den kjemiske sammensetningen av jordkappen er på ingen måte homogen. Heterogeniteter oppstod sannsynligvis under dannelsen av jordens mantel, slik at geokjemiske jordens mantelreservoarer brukes, med forskjellige reservoarer som tappes gjennom forskjellige platetektoniske prosesser. Definisjonen og tolkningen av disse reservoarene er noen ganger svært kontroversiell:

• DM eller DMM (Depleted Mantle - hovedsakelig kildereservoar for basalter i midthavet (MORB)) - mantel tømt for inkompatible elementer ^[2]
• EM1 (Enriched Mantle 1) - sannsynligvis beriket på nytt av subduert havskorpe og pelagiske sedimenter
• EM2 (Enriched Mantle 2) - sannsynligvis beriket på nytt ved å subduksjonere den øvre kontinentale skorpen
• HIMU (høy µ, det som menes er et høyt ²³⁸ U / ²⁰⁴ Pb -forhold) - antagelig en mantel endret av subduksjon av havskorpe og metasomatiske prosesser ; Alderen til den subdukterte skorpen kan også spille en rolle (forskjellige definisjoner er tilgjengelige)
• FOZO (focal zone) - forskjellige definisjoner tilgjengelig
• PREMA (utbredt mantelreservoar) - det dominerende mantelreservoaret ^{[3] [4] [5]}

Olivin-spinell krystalliserings temperaturer på 1600 ° C, noe som ble bestemt for prøver av kritt basalter fra Galapagos hotspot som nå er accreted til Stillehavet kontinentalmarginen i Sentral-Amerika, foreslår at individuelle veldig varmt arkaiske mantelen reservoarer levde minst til sent Mesozoikum og med fjær kom inn i den øvre kappen. ^[6]

Struktur av mantel og faseoverganger i mantelbergarten

Jordens mantel er delt inn i flere lag, som avviker mindre i sin kjemiske sammensetning enn i de mekaniske egenskapene og i krystallstrukturen og tettheten til mineralene i mantelbergarten. Det er et grovt skille mellom øvre og nedre kappe.

Det høyeste laget av den øvre mantelen er den litosfæriske mantelen . Sammen med jordskorpen danner den litosfæren , som er mekanisk koblet fra resten av mantelen. Den reologiske oppførselen til den litosfæriske mantelen kan beskrives som stiv sammenlignet med resten av mantelen. Plastisk deformasjon skjer imidlertid, i motsetning til resten av jakken, som flyter som helhet, er den begrenset til diskrete områder ( skjærsoner ). Grensesnittet mellom jordens nedre skorpe og den litosfæriske mantelen er kjent som Mohorovičić -diskontinuiteten . Selve den litosfæriske mantelen strekker seg fra mindre enn 100 til over 300 km dybde. Tilbake i de øverste 100 km av mantelen, som fremdeles er innenfor litosfæren, funnet som et resultat av økende litostatiske trykkfaseoverganger av aluminiumholdige mineraler som holdes av den spesielle til bare 1 GPa-stabil ved lavt trykk plagioklase til spinel er 2,5 inntil 3 GPa blir granat . Dette er ledsaget av mindre endringer i mineralforholdene til mantelbergarten (se tabellene i artikkelen om peridotitt ). Gjennomsnittlig tetthet av steinene i den litosfæriske mantelen er 3,3 g / cm³.

I bunnen av den litosfæriske mantelen er den relativt lave viskositeten og i små deler delvis smeltet, ca. 100 til 200 km tykk astenosfære . Fordi den er preget av merkbart lave hastigheter på seismiske bølger , er den også kjent som Low Velocity Zone (LVZ). Middeltettheten til den asthenosfæriske bergarten er 3,3 g / cm³.

Det nederste laget av den øvre delen av mantelen er den såkalte mantel overgangssone . Den er begrenset i seismiske profiler mot astenosfæren av den såkalte 410 km diskontinuiteten , som markerer fasetransformasjonen av olivin fra α-fasen til den tettere β-fasen ( wadsleyite ). På en dybde på rundt 520 km endres wadsleyitt til den igjen tettere γ -fasen av olivin ( ringwooditt ) ( 520 km diskontinuitet ). Rundt dette dybdeområdet dannes også Ca perovskitt fra de andre kalsiumholdige mineralene, som utgjør noen få volumprosent og også eksisterer som en egen fase i den nedre mantelen. Fra en dybde på rundt 300 km danner pyroksen og granat gradvis en blanding av krystall med lav aluminium med en granatstruktur ( majoritt ), som er stabil i større del av overgangssonen mellom 410 og 660 km og den øverste delen av nedre del mantel. Middeltettheten til mantelbergarten i overgangssonen er 4,2 g / cm³.

Ved diskontinuiteten på 660 km bryter olivin eller ringwooditt endelig ned i perovskitt og ferroperiklase / magnesiowustitt - denne fremtredende seismiske diskontinuiteten markerer grensen mellom øvre og nedre mantel. Flertallet av den nedre mantelen kalles også mesosfæren (for ikke å forveksle med laget av jordens atmosfære med samme navn ). Det ser ut til at mineralene i mantelbergarten, med en gjennomsnittlig tetthet på 5,0 g / cm³, ikke lenger gjennomgår noen fasetransformasjoner som fører til globale diskontinuiteter.

Et mulig unntak er transformasjonen fra perovskitt til post-perovskitt, som finner sted ved trykk over 120 GPa og muligens er årsaken til det såkalte D ″-laget ved grensen mellom jordkappen og jordens ytre kjerne.

Jakke konveksjon

På grunn av en tetthetsforskjell (som antagelig skyldes en temperaturforskjell) mellom jordskorpen og jordens ytre kjerne , finner det sted en konvektiv materialsirkulasjon i jordens mantel, noe som ikke minst er mulig av faststoffets flytbarhet, duktilt mantelmateriale over millioner av år. Varmt materiale fra nærheten av kjerne-mantelgrensen stiger som en diapir til høyere områder av jordens mantel, mens kjøligere (og tettere) materiale synker til bunnen. Under oppstigningen avkjøles jakkematerialet adiabatisk . I nærheten av litosfæren kan trykkavlastningen føre til at materialet i manteldiapiren delvis smelter (forårsaker vulkanisme og plutonisme ).

Mantelkonveksjon er en kaotisk prosess i væskemekanikkens forstand og en driver for platetektonikk , der både langsiktige stabile og ustabile konveksjonsmodeller diskuteres. Senkingen av den gamle, kalde og tunge havskorpen ved subduksjonssonene er også viktig for dette. Bevegelsene til de litosfæriske platene i jordens mantel er delvis frakoblet, siden på grunn av litosfærens stivhet kan en slik plate (hvorav de fleste inkluderer både kontinental og oceanisk skorpe) bare bevege seg som en helhet. Endringene i posisjonen til kontinentene gir derfor bare et uklart bilde av bevegelsene ved den øvre grensen for jordens mantel. Konveksjonen av jordens mantel er ennå ikke avklart i detalj. Det er flere teorier om at jordkappen er delt inn i forskjellige etasjer med separat konveksjon.

weblenker

Individuelle bevis

1. ^ Claude Allègre, Gérard Manhès, Christa Göpel. Jordens alder. Geochimica et Cosmochimica Acta. Bind 59, nr. 8, 1995, s. 1445-1456, doi: 10.1016 / 0016-7037 (95) 00054-4 (alternativ fullteksttilgang: CiteSeer ^X ), s. 1454.
2. ↑ https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/pdf/10.1029/2003GC000597
3. ^ Gregor Markl: Mineraler og bergarter. Mineralogi - Petrologi - Geokjemi. 2. utgave. Spektrum Akademischer Verlag, 2008, s. 573 f.
4. ^ Stuart Ross Taylor, Scott M. McLennan: Planetary Crusts. Deres sammensetning, opprinnelse og evolusjon. Cambridge University Press, 2010, s. 216 f.
5. ^ Andreas Stracke, Albrecht W. Hofmann, Stan R. Hart: FOZO, HIMU og resten av mantelparken . I: Geokjemi, geofysikk, geosystemer . teip   6 , nei.   5 , 2005, doi : 10.1029 / 2004GC000824 .  
6. ↑ Jarek Trela, Esteban Gazel, Alexander V. Sobolev, Lowell Moore, Michael Bizimis: De heteste lavaene i fenerozoikum og overlevelse av dype arkeiske reservoarer . I: Nature Geoscience . Forhåndspublisering på nett, 22. mai 2017, doi : 10.1038 / ngeo2954 .