Plášť (geologie)

Výřez Země od jádra k exosféře.

Plášť je zvláštní typ vrstvy uvnitř astronomického tělesa. Plášť se ve většině případů vyskytuje u pevných objektů jako vrstva materiálu obklopující definovatelné, mimořádně husté jádro. Samotný plášť se může dělit na dvě dílčí vrstvy a může být překryt vrstvou zvanou „kůra“, jako je tomu v případě planety Země. V zemském nitru je plášť horninovou vrstvou přímo pod kůrou a nad vnějším jádrem. Plášť tvoří asi 70 % objemu Země a překrývá zemské jádro bohaté na železo, které zaujímá asi 30 % objemu Země. Přestože je převážně pevný, je velká část pláště velmi viskózní, protože v něm panují extrémně vysoké tlaky. Konvekce pláště se na povrchu projevuje pohyby tektonických desek.

Předchozí epizody tání a vulkanismu v mělčích vrstvách pláště vytvořily v blízkosti povrchu velmi tenkou kůru krystalizovaných produktů tání, na které žijeme. Plyny vznikající při tání zemského pláště mají velký vliv na složení a množství zemské atmosféry. Informace o struktuře a složení pláště vyplývají buď z geofyzikálního výzkumu, nebo z přímých geovědeckých analýz xenolitů vzniklých v plášti.

Struktura

Tloušťka zemského pláště je přibližně 2 900 km. Výsledky seismologie ukazují, že je rozdělen na úseky. Tyto vrstvy (a jejich hloubky) jsou následující:

• svrchní plášť (33-410 km) (20 až 254 mil)
• přechodová zóna (410-670 km)
• spodní plášť (670-2798 km)
• vrstva „D“ (2798-2998 km).

Vrchní vrstva pláště je definována náhlým zvýšením seismické rychlosti, které poprvé zaznamenal Andrija Mohorovičić v roce 1909. Tato hranice se nyní označuje jako „Moho“. Svrchní plášť a nad ním ležící kůra jsou relativně tuhé a tvoří litosféru, nepravidelnou vrstvu o maximální tloušťce snad 200 km. Pod litosférou se svrchní plášť stává reologicky výrazně plastičtějším. V některých oblastech pod litosférou je seismická rychlost snížena; tato – takzvaná – zóna nízkých rychlostí (LVZ) sahá až do hloubky několika set km. Inge Lehmann objevil seismickou diskontinuitu v hloubce přibližně 220 km; ačkoli byla tato diskontinuita nalezena i v jiných studiích, není známo, zda je všudypřítomná. Přechodová zóna je velmi složitá oblast; fyzicky odděluje svrchní a spodní plášť. O spodním plášti je toho známo velmi málo, kromě toho, že se zdá být relativně seismicky homogenní. D“ je vrstva, která odděluje plášť od jádra.

Charakteristika

Plášť se od kůry podstatně liší svými mechanickými vlastnostmi a chemickým složením. Rozlišení mezi kůrou a pláštěm je založeno na chemismu, typech hornin, reologii a seismických charakteristikách. Kůra je ve skutečnosti produktem tavení pláště. Předpokládá se, že částečné tání plášťového materiálu způsobuje oddělování neslučitelných prvků od plášťové horniny, přičemž méně hustý materiál se vznáší vzhůru pórovými prostory, trhlinami nebo puklinami, aby se ochladil a zmrzl na povrchu. Typické plášťové horniny mají vyšší poměr hořčíku a železa a menší podíl křemíku a hliníku než kůra. Toto chování předpovídají i experimenty, při nichž se částečně taví horniny považované za reprezentativní pro zemský plášť.

Mapování nitra Země pomocí zemětřesných vln.

Horniny pláště v hloubce menší než přibližně 400 km se skládají převážně z olivínu, pyroxenů, spinelu a granátu; za typické horniny se považují peridotit, dunit (peridotit bohatý na olivín) a eklogit. V hloubce mezi přibližně 400 km a 650 km není olivín stabilní a je nahrazen vysokotlakými polymorfami s přibližně stejným složením: jedním polymorfem je wadsleyit (nazývaný také beta-spinelový typ) a druhým ringwoodit (minerál s gama-spinelovou strukturou). Ve výšce pod přibližně 650 km začínají být všechny minerály svrchního pláště nestabilní. Nejhojněji zastoupené přítomné minerály mají strukturu (ale ne složení) jako minerál perovskit následovaný oxidem hořečnatým/železitým ferroperiklasem. Změny mineralogie ve výškách kolem 400 a 650 km dávají v seismických záznamech zemského nitra výrazné signatury a stejně jako moho jsou snadno detekovatelné pomocí seismických vln. These changes in mineralogy may influence mantle convection, as they result in density changes and they may absorb or release latent heat as well as depress or elevate the depth of the polymorphic phase transitions for regions of different temperatures. The changes in mineralogy with depth have been investigated by laboratory experiments that duplicate high mantle pressures, such as those using the diamond anvil.

Why is the inner core solid, the outer core liquid, and the mantle solid/plastic? The answer depends both on the relative melting points of the different layers (nickel-iron core, silicate crust and mantle) and on the increase in temperature and pressure as one moves deeper into the Earth. At the surface both nickel-iron alloys and silicates are sufficiently cool to be solid. In the upper mantle, the silicates are generally solid (localized regions with small amounts of melt exist); however, as the upper mantle is both hot and under relatively little pressure, the rock in the upper mantle has a relatively low viscosity. Naopak spodní plášť je pod obrovským tlakem, a proto má vyšší viskozitu než horní plášť. Kovové vnější jádro z niklu a železa je navzdory obrovskému tlaku tekuté, protože má nižší teplotu tání než plášťové silikáty. Vnitřní jádro je pevné díky ohromnému tlaku, který se nachází ve středu planety.

Teplota

V plášti se teploty pohybují mezi 500 °C až 900 °C na horní hranici s kůrou a více než 4000 °C na hranici s jádrem. Přestože vyšší teploty značně převyšují teploty tání plášťových hornin na povrchu (přibližně 1200 °C pro reprezentativní peridotit), plášť je téměř výhradně pevný. Obrovský litostatický tlak, který na plášť působí, zabraňuje tání, protože teplota, při níž tání začíná (solidus), se s tlakem zvyšuje.

Pohyb

V důsledku rozdílu teplot mezi povrchem Země a vnějším jádrem a schopnosti krystalických hornin při vysokém tlaku a teplotě podléhat pomalé, plíživé, viskózní deformaci trvající miliony let dochází v plášti ke konvektivní cirkulaci materiálu. Horký materiál stoupá vzhůru jako plutonický diapir (trochu podobný lávové lampě), možná z hranice s vnějším jádrem (viz plášťový plum), zatímco chladnější (a těžší) materiál klesá dolů. To má často podobu rozsáhlých litosférických poklesů na hranicích desek zvaných subdukční zóny . Během vzestupu se materiál pláště ochlazuje jak adiabaticky, tak vedením do okolního chladnějšího pláště. Teplota materiálu klesá s tlakovým odlehčením spojeným s výstupem a jeho teplo se rozkládá ve větším objemu. Protože teplota, při které začíná tání, klesá s výškou rychleji než stoupající horký plášť, může dojít k částečnému tání těsně pod litosférou a způsobit vulkanismus a plutonismus.

Konvekce zemského pláště je chaotický proces (ve smyslu dynamiky tekutin), který je považován za nedílnou součást pohybu desek. Pohyb desek by neměl být zaměňován se starším termínem kontinentální drift, který se vztahuje čistě na pohyb složek zemské kůry kontinentů. Pohyby litosféry a pod ní ležícího pláště jsou propojeny, protože klesající litosféra je nezbytnou součástí konvekce v plášti. Pozorovaný kontinentální drift je komplikovaným vztahem mezi silami, které způsobují klesání oceánské litosféry, a pohyby uvnitř zemského pláště.

Přestože existuje tendence k větší viskozitě ve větší hloubce, tento vztah není zdaleka lineární a vykazuje vrstvy s dramaticky sníženou viskozitou, zejména ve svrchním plášti a na hranici s jádrem. Zdá se, že plášť v hloubce přibližně 200 km nad hranicí mezi jádrem a pláštěm má zřetelně odlišné seismické vlastnosti než plášť v o něco menších hloubkách; tato neobvyklá oblast pláště těsně nad jádrem se nazývá D″ („D double-prime“ nebo „D prime prime“), což je pojmenování, které před více než 50 lety zavedl geofyzik Keith Bullen. D″ se může skládat z materiálu ze subdukovaných desek, které sestoupily a spočinuly na hranici jádra a pláště, a/nebo z nového polymorfu minerálu objeveného v perovskitu, který se nazývá post-perovskit.

Vzhledem k relativně nízké viskozitě ve svrchním plášti by se dalo usuzovat, že pod hloubkou přibližně 300 km by nemělo docházet k zemětřesením. V subdukčních zónách však může dojít ke snížení geotermálního gradientu, kdy chladný materiál z povrchu klesá dolů, což zvyšuje pevnost okolního pláště a umožňuje vznik zemětřesení až do hloubky 400 km a 670 km.

Tlak na dně pláště je ~136 GPa (1,4 milionu atm). S postupem hlouběji do pláště existuje rostoucí tlak, protože materiál pod ním musí udržet váhu veškerého materiálu nad ním. Předpokládá se však, že celý plášť se stále deformuje jako tekutina na dlouhých časových škálách, přičemž trvalá plastická deformace je zajištěna pohybem bodových, liniových a/nebo rovinných defektů v pevných krystalech tvořících plášť. Odhady viskozity svrchního pláště se pohybují mezi 1019 a 1024 Pa-s v závislosti na hloubce, teplotě, složení, stavu napětí a mnoha dalších faktorech. Horní plášť tedy může proudit jen velmi pomalu. Pokud však na svrchní plášť působí velké síly, může zeslábnout a tento efekt je považován za důležitý pro umožnění vzniku hranic tektonických desek.

Průzkum

Průzkum pláště se obvykle provádí spíše na mořském dně než na pevnině, a to z důvodu relativní tenkosti oceánské kůry ve srovnání s výrazně silnější kontinentální kůrou.

První pokus o průzkum pláště, známý jako projekt Mohole, byl po opakovaných neúspěších a překročení nákladů v roce 1966 zrušen. Nejhlubší průnik činil přibližně 180 m (590 stop). v roce 2005 dosáhl třetí nejhlubší oceánský vrt z oceánské vrtné lodi JOIDES Resolution hloubky 1416 m (4644 stop) pod mořské dno.

5. března 2007 se tým vědců na palubě lodi RRS James Cook vydal na cestu do oblasti atlantického dna, kde leží obnažený plášť bez jakéhokoli pokryvu kůry, uprostřed cesty mezi Kapverdskými ostrovy a Karibským mořem. Odkryté místo leží přibližně tři kilometry pod hladinou oceánu a pokrývá tisíce kilometrů čtverečních.

Poměrně náročný pokus o získání vzorků ze zemského pláště byl naplánován na pozdější období roku 2007. V rámci mise Chikyu Hakken mělo být pomocí japonské lodi „Chikyu“ provedeno vrtání až do hloubky 7000 m (23 000 stop) pod mořské dno. To je téměř třikrát hlouběji než předchozí oceánské vrty.

Nedávno byla analyzována nová metoda průzkumu nejsvrchnějších stovek kilometrů Země, která spočívá v malé, husté, teplo generující sondě, která si razí cestu skrz zemskou kůru a plášť, zatímco její poloha a postup jsou sledovány pomocí akustických signálů generovaných v horninách. Sonda se skládá z vnější wolframové koule o průměru ~ 1 m, uvnitř které je radioaktivní zdroj tepla 60Co. Bylo vypočteno, že taková sonda dosáhne oceánského Moho za méně než 6 měsíců a za několik desetiletí dosáhne minimální hloubky hodně přes 100 km pod oceánskou i kontinentální litosférou.

Viz také

• Krusta (geologie)
• Země
• Desková tektonika
• Vulkány

Poznámky

• Burns, Roger George. 1993. Mineralogické aplikace teorie krystalového pole. Cambridge, Velká Británie: Cambridge University Press. ISBN 0521430771.
• Coltorti, M. a M. Gregoire. 2008. Metasomatism in Oceanic & Kontinentální litosférický plášť. London, UK: Geological Society Pub House. ISBN 1862392420

• Condie, Kent C. 2001. Mantle Plumes and Their Record in Earth History (Plášťové plumy a jejich záznam v historii Země). Cambridge, Velká Británie: Cambridge University Press. ISBN 0521014727

• Condie, Kent C. 2005. Země jako vyvíjející se planetární systém. Amsterdam: Elsevier Academic Press. ISBN 978-0120883929
• Ojovan, M.I., and F.G.F. Gibb. „Exploring the Earth’s Crust and Mantle Using Self-Descending, Radiation-Heated, Probes and Acoustic Emission Monitoring“ (Zkoumání zemské kůry a pláště pomocí sond s vlastním sestupem a radiačním ohřevem a monitorování akustické emise). Kapitola 7, in Arnold P. Lattefer, 2008. Výzkum jaderného odpadu: Siting, Technology and Treatment. New York, NY: Nova Science Publishers. ISBN 9781604561845.
• Van der Pluijm, Ben A., and Stephen Marshak. 2004. Struktura Země: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, 2nd ed. New York: W.W. Norton. ISBN 039392467X

• Vogt, Gregory. 2007. Zemské jádro a plášť: Heavy Metal, Moving Rock (Těžký kov, pohyblivá hornina). Minneapolis, MN: Twenty-First Century Books. ISBN 978-0761328377

All links retrieved August 10, 2018.

• Don L. Anderson, Theory of the Earth, Blackwell (1989). (A textbook dealing with the Earth’s interior now available on the web.)
• Project Mohole.