Zróżnicowanie rdzeń-płaszcz

Hipotetyczne procesy różnicowania rdzenia i płaszcza: perkolacja, groble i diapiryzm. Po Rubie i in. (2015).
Alternatywny model różnicowania rdzeń-płaszcz: I. Warstwa stopionego żelaza między protopłaszczem a pierwotnym rdzeniem. II. Pierwotne pękanie rdzenia. III. Pierwotne fragmenty rdzenia. IV. Rockbergs wznoszą się, a żelazo tworzy nowy rdzeń. Po Stevensonie (1981).

Zróżnicowanie jądro-płaszcz to zestaw procesów, które miały miejsce podczas etapu akrecji ewolucji Ziemi (lub bardziej ogólnie planet skalistych ), które skutkują oddzieleniem materiałów bogatych w żelazo, które ostatecznie dopasowują się do metalowego rdzenia , otoczonego skalistym płaszcz . Według modelu Safronowa protoplanety powstały w wyniku zderzeń mniejszych ciał ( planezymali ), które wcześniej skondensowały się ze stałych szczątków obecnych w pierwotnej mgławicy . Planetozymale zawierały żelazo i krzemiany już zróżnicowane lub zmieszane razem. Tak czy inaczej, po uderzeniu w Proto-Ziemię ich materiały najprawdopodobniej uległy homogenizacji. Na tym etapie Proto-Ziemia była prawdopodobnie wielkości Marsa. Następnie nastąpiła separacja i rozwarstwienie składników Proto-Ziemi, kierując się głównie ich kontrastami gęstości. Czynniki takie jak ciśnienie, temperatura i ciała uderzeniowe w pierwotnym oceanie magmy były zaangażowane w proces różnicowania.

Proces różnicowania wynika z większej gęstości żelaza w porównaniu ze skałami krzemianowymi, ale istotnym czynnikiem jest niższa temperatura topnienia tego pierwszego. W rzeczywistości po stopieniu żelaza może nastąpić rozróżnienie, czy skały krzemianowe są całkowicie stopione, czy nie. Na podstawie tych prawdopodobnych scenariuszy zaproponowano kilka modeli wyjaśniających zróżnicowanie jądro-płaszcz po etapie formowania się mgławicy w Układzie Słonecznym . Można je podsumować w trzech mechanizmach: 1) Perkolacja stopu żelaza przez kryształy krzemianu; 2) Oddzielenie metalu od skały w pierwotnym oceanie magmy; 3) Migracja żelaznych diapirów lub grobli przez płaszcz.

Przesiąkanie

Przy założeniu stałej mieszaniny płaszcza i stopionego żelaza, mechanizm perkolacji polega na przepływie metalu wzdłuż granic ziaren stałego kryształu płaszcza w kierunku środka Ziemi. Hipoteza ta zakłada, że ​​materiały skaliste pozostają stałe lub miękkie, podczas gdy żelazo jest stopione. Napięcie powierzchniowe kropel żelaza nie może być fizycznie większe niż przeciąganie [ niejasne ] wywierane przez stosunkowo bardziej lepki płaszcz, co ogranicza rozmiar kropelek żelaza.

Hipoteza perkolacji zakłada, że ​​kryształy w płaszczu nie mają preferowanej orientacji. Podobnie perkolacja wymaga, kąt dwuścienny między stopem a kryształami był mniejszy niż 60 stopni, aby zachować łączność. Jednak pomiary na powierzchni sugerują, że kąt dwuścienny jest często większy niż 60 stopni, co ogranicza występowanie perkolacji, chociaż nie jest pewne, czy może być mniejszy niż 60 stopni w dolnym płaszczu. górnym płaszczu nie zaobserwowano śladów żelaza , czego można by się spodziewać, gdyby dominowała tam perkolacja. Innym argumentem przeciwko perkolacji jako dominującemu mechanizmowi migracji żelaza jest to, że wymaga ona utrzymywania się temperatury w wąskim marginesie, powyżej solidusu żelaza, ale poniżej solidusu skały.

Ocean magmy

Uwolnienie energii podczas zderzenia dużych ciał mogło częściowo lub całkowicie stopić Ziemię, tworząc ocean magmy, prawdopodobnie więcej niż raz podczas formowania się Ziemi. Nawet jeśli początkowe topnienie otacza tylko obszar uderzenia, równowaga izostatyczna spowodowałaby globalną redystrybucję magmy, chociaż skala czasowa takiej redystrybucji w porównaniu ze skalą czasową różnicowania żelazo-krzemian pozostaje niepewna. Gdy zarówno skała, jak i metal zostaną stopione, separacja z łatwością zachodzi dzięki kontrastowi gęstości. Modele sugerują, że topnienie mogło nastąpić, gdy tylko promień planety osiągnął ~ 2000 do 3000 km. Podobnie niektóre modele przewidują występowanie oceanów magmy na głębokości do 300 km. Dolny płaszcz mógł nigdy nie zostać całkowicie stopiony, ponieważ jego temperatura topnienia wzrasta z szybkością 1 kelwina/km. Nadal nie jest pewne, czy miał miejsce pojedynczy etap długotrwałego oceanu magmy, czy raczej kilka epizodów szybkiego chłodzenia oceanów magmy podczas okresowych zdarzeń uderzeniowych. Eksperymenty sugerują, że lepkość oceanu magmy była niska, co sugeruje turbulentny przepływ konwekcyjny, który szybko rozprasza ciepło. Jeśli to prawda, ocean magmy mógł istnieć tylko przez kilka tysięcy lat.

Kropelki żelaza w oceanie magmy istniały w różnych rozmiarach w zależności od wielkości ciał uderzających w Ziemię. W stanie stopionym duże ciała mają tendencję do pękania, podczas gdy małe ciała mają tendencję do łączenia się. Równowagę określa liczba Webera, która zapewnia średnią do obliczenia ustabilizowanej średnicy kropelek ciekłego żelaza, która odpowiada 10 cm. Kropelki żelaza po uformowaniu oddzielają się od otaczających je krzemianów i wytrącają się w postaci „ deszczu ”.

Diapiryzm i diking

Duże bryły żelaza nie mogą być przeciągane przez siły konwekcyjne w pierwotnym płaszczu, dlatego nie mają wystarczająco dużo czasu, aby zrównoważyć hydrodynamicznie i osiągnąć ustabilizowaną wielkość. W związku z tym osadzają się na granicy reologicznej (takiej jak obecna litosfery i astenosfery ), tworząc stawy żelaza. W końcu zatopione żelazo pogrążyłoby się w stosunkowo mniej gęstych krzemianach pod nimi. Uważa się, że mechanizm przypomina diapiry solne . Jednak pomimo faktu, że płaszcz leżący u podstaw oceanu magmy nie jest kruchy, według niektórych badań możliwe jest, że różnica w lepkości między żelaznymi stawami a płaszczem była wystarczająca, aby umożliwić tworzenie grobli, a nie diapirów. W dzisiejszych warunkach żelazne groble zostały opracowane jako realna strategia wysłania sondy w celu zbadania wnętrza Ziemi.

Inne modele różnicowania rdzeń-płaszcz

Model Elsassera

Modele temperaturowe przewidują topnienie rozproszonego stopu żelaza, podczas gdy skały krzemianowe miękną na górnym poziomie. Źródłem ciepła jest rozpad promieniotwórczy. Ciekłe żelazo migrowało w dół do poziomów, w których niższe temperatury powodowały krzepnięcie krzemianów, tworząc warstwę żelaza na wierzchu niezróżnicowanego rdzenia materiału i poniżej pierwotnego płaszcza, w którym rozwija się przepływ konwekcyjny wywołany uderzeniem. Od tego etapu skupiska żelaza wywołane Rayleigha-Taylora migrowały przez pierwotne jądro w długotrwałym procesie (setki milionów lat).

Model Vityazeva i Mayevy

Zamiast agregacji żelaza zaproponowanych przez Elsassera, model ten sugeruje, że żelazna skorupa stopiła się na granicy z pierwotnym rdzeniem i przeniknęła przez ten ostatni w stanie ciekłym zamiast agregacji w żelazne cebulki, jak zaproponowano w modelu Safronowa. Pierwotny rdzeń wznosiłby się w ciałach wielkości ziarna, aż do włączenia do płaszcza. Skala czasowa formowania się rdzenia jest rzędu miliardów lat.

Model Stevensona

Jednym z prawdopodobnych scenariuszy jest to, że pierwotny, zimny rdzeń krzemianowy uległ fragmentacji w odpowiedzi na niestabilność wywołaną gęstszą otaczającą warstwą żelaza. Na koniec fragmenty tak rozdrobnionego rdzenia („góry skalne”) migrowały w górę i włączały się w płaszcz, podczas gdy stop żelaza osadzał się w centrum Ziemi. Proces ten przebiegałby szybciej niż w przypadku dwóch wspomnianych powyżej modeli.

  1. ^ a b c d e f g h i j k l m „Formacja jądra Ziemi” (PDF) .
  2. ^ a b c d e    Stevenson, DJ (1981). „Modele jądra Ziemi”. nauka . 214 (4521): 611–619. Bibcode : 1981Sci...214..611S . doi : 10.1126/science.214.4521.611 . PMID 17839632 . S2CID 24671489 .
  3. ^ Safronow, VS (1972). Ewolucja obłoku protoplanetarnego i powstawanie Ziemi i planet . Izraelski program tłumaczeń naukowych. P. 182. Bibcode : 1972epcf.book.....S .
  4. ^ a b   Sharkov, EV (2015). „Problem ewolucji jądra Ziemi: dowody geologiczne, petrologiczne i paleomagnetyczne”. Doklady Nauk o Ziemi . 462 (1): 346–351. Bibcode : 2015DokES.462..533S . doi : 10.1134/S1028334X15050220 . S2CID 129980418 .
  5. ^ A b c d e f g Karato, Shun-ichiro (1997). „Tworzenie jądra i równowaga chemiczna na Ziemi - I. Względy fizyczne”. Fizyka Ziemi i wnętrz planetarnych . 100 (1–4): 61–79. Bibcode : 1997PEPI..100...61K . doi : 10.1016/s0031-9201(96)03232-3 .
  6. ^ a b   Stevenson, DJ (1990). Pochodzenie ziemi . Oxford University Press, Nowy Jork. s. 87–88. ISBN 9780195066197 .
  7. ^ a b c d e Badro, James (2015). Wczesna Ziemia: akrecja i różnicowanie . Amerykańska Unia Geofizyczna. P. 86.
  8. ^ Tonks, W. Brian (1993). „Tworzenie się oceanu magmy w wyniku gigantycznych uderzeń” . Dziennik badań geofizycznych . 98 (E3): 5319–5333. Bibcode : 1993JGR....98.5319T . doi : 10.1029/92je02726 .
  9. ^ Rubin, Allan M. (1995). „Rozprzestrzenianie się pęknięć wypełnionych magmą”. Roczny przegląd nauk o Ziemi i planetarnych . 23 : 287–336. doi : 10.1146/annurev.earth.23.1.287 .
  10. ^    Stevenson, David J. (2003). „Misja do jądra Ziemi – skromna propozycja”. Natura . 423 (6937): 239–240. Bibcode : 2003Natur.423..239S . doi : 10.1038/423239a . PMID 12748631 . S2CID 4430744 .
  11. ^ Elsasser, WM (1963). „Wczesna historia Ziemi”. Nauki o ziemi i meteoryty : 1–30.
  12. ^ Vityazev, AV (1976). „Model wczesnej ewolucji Ziemi”. Izwiestija, Akademia Nauk, ZSRR. Fizyka Ziemi Stałej . 2 : 3–12.
Pobrano z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Core–mantle_differentiation&oldid=1138023918 ”