stringtranslate.com

Астеносфера

Астеносфера показана на границе субдукции

Астеносфера (от древнегреческого ἀσθενός ( asthenos )  «без прочности») — механически слабая [1] и пластичная область верхней мантии Земли. Он расположен под литосферой , на глубине от ~ 80 до 200 км (от 50 до 120 миль) от поверхности и простирается на глубину до 700 км (430 миль). Однако нижняя граница астеносферы четко не выражена.

Астеносфера почти твердая, но небольшое количество оплавлений (менее 0,1% породы) способствует ее механической слабости. Более обширное декомпрессионное плавление астеносферы происходит там, где она поднимается вверх, и это важнейший источник магмы на Земле. Это источник базальтов срединно-океанических хребтов (MORB) и некоторых магм, извергающихся над зонами субдукции или в регионах континентального рифта .

Характеристики

Астеносфера по отношению к другим слоям строения Земли

Астеносфера — это часть верхней мантии чуть ниже литосферы , которая участвует в тектоническом движении плит и изостатических изменениях. Он состоит из перидотита , породы, содержащей в основном минералы оливина и пироксена . [2] Граница литосферы и астеносферы условно принимается на изотерме 1300 °C (2370 °F) . Ниже этой температуры (ближе к поверхности) мантия ведет себя жестко; выше этой температуры (глубже под поверхностью) он действует пластично . [3] Астеносфера — это место, где мантийная порода наиболее близко приближается к температуре плавления, и в этом слое, вероятно, присутствует небольшое количество расплава. [4]

Сейсмические волны проходят через астеносферу относительно медленно [5] по сравнению с вышележащей литосферной мантией. Таким образом, ее назвали зоной низкой скорости (LVZ), хотя это не одно и то же; [6] [7] нижняя граница LVZ лежит на глубине от 180 до 220 километров (от 110 до 140 миль), [8] тогда как основание астеносферы лежит на глубине около 700 километров (430 миль). [9] ЛВЗ также имеет высокое сейсмическое затухание (сейсмические волны, движущиеся через астеносферу, теряют энергию) и значительную анизотропию (поперечные волны, поляризованные вертикально, имеют меньшую скорость, чем поперечные волны, поляризованные горизонтально). [10] Открытие LVZ предупредило сейсмологов о существовании астеносферы и дало некоторую информацию о ее физических свойствах, поскольку скорость сейсмических волн уменьшается с уменьшением жесткости . Это уменьшение скорости сейсмических волн из литосферы в астеносферу могло быть вызвано наличием очень небольшого процента расплава в астеносфере, хотя, поскольку астеносфера пропускает S-волны , она не может быть полностью расплавлена. [4]

В океанической мантии переход от литосферы к астеносфере (ЛАБ) более пологий, чем в континентальной мантии (около 60 км в некоторых старых океанических регионах) с резким и большим перепадом скорости (5–10%). [11] На срединно-океанических хребтах LAB поднимается на расстояние нескольких километров от дна океана.

Считается, что верхняя часть астеносферы является зоной, по которой движутся огромные твердые и хрупкие литосферные плиты земной коры . Из-за условий температуры и давления в астеносфере порода становится пластичной , перемещаясь со скоростью деформации, измеряемой в см/год, на линейные расстояния, в конечном итоге измеряемые тысячами километров. Таким образом, он течет как конвекционный поток, излучая тепло наружу из недр Земли. Выше астеносферы при той же скорости деформации порода ведет себя упруго и, будучи хрупкой, может разрушаться, вызывая разломы . Считается, что жесткая литосфера «плавает» или движется по медленно текущей астеносфере, обеспечивая изостатическое равновесие [12] и движение тектонических плит . [13] [14]

Границы

Астеносфера простирается от верхней границы примерно на 80–200 км (от 50 до 120 миль) под поверхностью [15] [7] до нижней границы на глубине примерно 700 километров (430 миль). [9]

Граница литосферы и астеносферы

Граница литосферы-астеносферы (ЛАБ [15] [7] ) относительно резкая и, вероятно, совпадает с началом частичного плавления или изменения состава или анизотропии . [16] Различные определения границы отражают различные аспекты приграничной области. Помимо определяемой по сейсмическим данным механической границы, отражающей переход от жесткой литосферы к пластичной астеносфере, к ним относятся тепловой пограничный слой, выше которого тепло переносится за счет теплопроводности и ниже которого теплообмен носит преимущественно конвективный характер ; реологическая граница, где вязкость падает ниже примерно 10 21 Па·с; и химический пограничный слой, над которым мантийная порода обеднена летучими веществами и обогащена магнием по сравнению с породой ниже. [17]

Нижняя граница астеносферы

Нижняя граница астеносферы менее выражена, но расположена у основания верхней мантии. [18] Эта граница не является ни четкой с сейсмической точки зрения, ни хорошо изученной [9] , но примерно совпадает со сложным 670-километровым разрывом. [19] Этот разрыв обычно связан с переходом от мантийной породы, содержащей рингвудит, к мантийной породе, содержащей бриджманит и периклаз . [20]

Источник

Механические свойства астеносферы широко объясняются частичным плавлением породы. [4] Вполне вероятно, что небольшое количество расплава присутствует на большей части астеносферы, где оно стабилизируется следами летучих веществ (воды и углекислого газа), присутствующих в мантийных породах. [2] Однако вероятное количество расплава, составляющее не более 0,1% породы, кажется недостаточным для полного объяснения существования астеносферы. Этого расплава недостаточно для полного смачивания границ зерен в породе, и не ожидается, что влияние расплава на механические свойства породы будет значительным, если границы зерен не смачиваются полностью. Резкую границу литосферы и астеносферы также трудно объяснить только частичным плавлением. [10] Вполне возможно, что расплав накапливается в верхней части астеносферы, где он задерживается непроницаемыми породами литосферы. [2] Другая возможность состоит в том, что астеносфера является зоной минимальной растворимости воды в мантийных минералах, поэтому больше воды доступно для образования большего количества расплава. [21] Другим возможным механизмом возникновения механической слабости является зернограничное скольжение, при котором зерна слегка скользят друг мимо друга под напряжением, смазываясь следами присутствующих летучих веществ. [10]

Численные модели мантийной конвекции, в которых вязкость зависит как от температуры, так и от скорости деформации, надежно создают океаническую астеносферу, что позволяет предположить, что ослабление скорости деформации является важным механизмом, способствующим этому. [22]

Генерация магмы

Декомпрессионное плавление ползущих к поверхности астеносферных пород является важнейшим источником магмы на Земле. Большая часть этого извергается на срединно-океанических хребтах, образуя характерный базальт срединно-океанических хребтов (MORB) океанической коры. [23] [24] [25] Магмы также образуются в результате декомпрессионного плавления астеносферы над зонами субдукции [26] и в районах континентального рифта . [27] [28]

Декомпрессионное плавление в апвеллинге астеносферы, вероятно, начинается на глубине от 100 до 150 километров (от 60 до 90 миль), где небольшие количества летучих веществ в мантийных породах (около 100 частей на миллион воды и 60 частей на миллион углекислого газа ) способствуют плавлению. не более примерно 0,1% породы. На глубине около 70 километров (40 миль) достигаются условия сухого таяния, и таяние существенно увеличивается. Это обезвоживает оставшуюся твердую породу и, вероятно, является причиной химически обедненной литосферы. [2] [10]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Баррелл, Дж. (1914). «Прочность земной коры. Часть VI. Связь изостатических движений со сферой слабости - астеносферой». Журнал геологии . 22 (7): 655–83. Бибкод : 1914JG.....22..655B. дои : 10.1086/622181. JSTOR  30060774. S2CID  224832862.
  2. ^ abcd Хиршманн 2010.
  3. ^ Селф, Стив; Рампино, Майк (2012). «Кора и литосфера». Геологическое общество Лондона . Проверено 27 января 2013 г.
  4. ^ abc Kearey, Klepeis & Vine 2009, стр. 49.
  5. ^ Форсайт, Дональд В. (1975). «Ранняя структурная эволюция и анизотропия верхней мантии океана». Международный геофизический журнал . 43 (1): 103–162. Бибкод : 1975GeoJ...43..103F. дои : 10.1111/j.1365-246X.1975.tb00630.x .
  6. ^ Кири, П., изд. (1993). Энциклопедия наук о твердой Земле. Оксфорд: Блэквелл Сайенс. ISBN 978-1-4443-1388-8. ОСЛК  655917296.
  7. ^ abc Эппельбаум, Лев В.; Кутасов И.М.; Пильчин, Аркадий (2013). Прикладная геотермия. Берлин. ISBN 978-3-642-34023-9. ОСЛК  879327163.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  8. ^ Конди, Кент К. (1997). Тектоника плит и эволюция земной коры. Баттерворт-Хайнеманн . п. 123. ИСБН 978-0-7506-3386-4. Проверено 21 мая 2010 г.
  9. ^ abc Kearey, Klepeis & Vine 2009, стр. 51.
  10. ^ abcd Карато 2012.
  11. ^ Рихерт, Кэтрин А.; Ширер, Питер М. (2011). «Изображение границы литосферы и астеносферы под Тихим океаном с использованием моделирования волн SS». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 116 (Б7): B07307. Бибкод : 2011JGRB..116.7307R. дои : 10.1029/2010JB008070.
  12. ^ Кири, Клепейс и Вайн 2009, стр. 48–49.
  13. ^ Хендрикс, Марк; Томпсон, Грэм Р.; Терк, Джонатан (2015). Земля (2-е изд.). Стэмфорд, Коннектикут. ISBN 978-1-285-44226-6. OCLC  864788835.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  14. ^ Гаррисон, Том; Эллис, Роберт (2017). Основы океанографии (8-е изд.). Пасифик Гроув. ISBN 978-1-337-51538-2. ОСЛК  1100670264.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  15. ^ аб Гупта, Харш К., изд. (2011). Энциклопедия геофизики твердой Земли. Дордрехт: Спрингер. ISBN 978-90-481-8702-7. ОСЛК  745002805.
  16. ^ Рихерт, Кэтрин А.; Ширер, Питер М. (24 апреля 2009 г.). «Глобальный взгляд на границу литосферы и астеносферы». Наука . 324 (5926): 495–498. Бибкод : 2009Sci...324..495R. дои : 10.1126/science.1169754. PMID  19390041. S2CID  329976.
  17. ^ Артемьева, Ирина (2011). Литосфера . стр. 6, 12. doi : 10.1017/CBO9780511975417. ISBN 978-0-511-97541-7.
  18. ^ Андерсон, Дон Л. (1995). «Литосфера, астеносфера и перисфера». Обзоры геофизики . 33 (1): 125. Бибкод : 1995RvGeo..33..125A. дои : 10.1029/94RG02785. ISSN  8755-1209.
  19. ^ Фаулер, CMR; Фаулер, Конни Мэй (2005). Твердая Земля: введение в глобальную геофизику . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0521893077.
  20. ^ Ито, Э; Такахаши, Э (1989). «Постшпинельные превращения в системе Mg2SiO4-Fe2SiO4 и некоторые геофизические последствия». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 94 (Б8): 10637–10646. Бибкод : 1989JGR....9410637I. дои : 10.1029/jb094ib08p10637.
  21. ^ Мирдель, Катрин; Кепплер, Ганс; Смит, Джозеф Р.; Лангенхорст, Фалько (19 января 2007 г.). «Растворимость воды в глиноземистом ортопироксене и происхождение астеносферы Земли». Наука . 315 (5810): 364–368. Бибкод : 2007Sci...315..364M. дои : 10.1126/science.1135422. PMID  17234945. S2CID  33006157.
  22. ^ Беккер, Торстен В. (ноябрь 2006 г.). «О влиянии вязкости, зависящей от температуры и скорости деформации, на глобальное мантийное течение, суммарное вращение и движущие силы плит». Международный геофизический журнал . 167 (2): 943–957. Бибкод : 2006GeoJI.167..943B. дои : 10.1111/j.1365-246X.2006.03172.x .
  23. ^ Коннолли, Джеймс AD; Шмидт, Макс В.; Сольферино, Джулио; Багдасаров, Николай (ноябрь 2009 г.). «Проницаемость астеносферной мантии и скорость извлечения расплава на срединно-океанических хребтах». Природа . 462 (7270): 209–212. Бибкод : 2009Natur.462..209C. дои : 10.1038/nature08517. PMID  19907492. S2CID  4352616.
  24. ^ Олив, Жан-Артур; Дубланше, Пьер (ноябрь 2020 г.). «Контроль магматической фракции растяжения на срединно-океанических хребтах». Письма о Земле и планетологии . 549 : 116541. Бибкод : 2020E&PSL.54916541O. дои : 10.1016/j.epsl.2020.116541 . S2CID  224923541.
  25. ^ Хофманн, AW (1997). «Мантийная геохимия: послание океанического вулканизма». Природа . 385 (6613): 219–228. Бибкод : 1997Natur.385..219H. дои : 10.1038/385219a0. S2CID  11405514.
  26. ^ Кондер, Джеймс А.; Винс, Дуглас А.; Моррис, Джули (август 2002 г.). «О структуре декомпрессионного плавления на вулканических дугах и задуговых спрединговых центрах: ДУГОВАЯ И ЗАДУКОВАЯ ПЛАВКА». Письма о геофизических исследованиях . 29 (15): 17–1–17-4. дои : 10.1029/2002GL015390 . S2CID  29842432.
  27. ^ Кин, CE; Кортни, Колорадо; Делер, SA; Уильямсон, М.-К. (февраль 1994 г.). «Декомпрессионное плавление на рифтовых окраинах: сравнение прогнозов модели с распределением магматических пород на восточной окраине Канады». Письма о Земле и планетологии . 121 (3–4): 403–416. Бибкод : 1994E&PSL.121..403K. дои : 10.1016/0012-821X(94)90080-9.
  28. ↑ Стернаи, Пьетро (декабрь 2020 г.). «Поверхностные процессы, вызывающие растяжение горных пород». Научные отчеты . 10 (1): 7711. Бибкод : 2020NatSR..10.7711S. doi : 10.1038/s41598-020-63920-w. ПМК 7206043 . ПМИД  32382159. 

Библиография

Внешние ссылки