Płaszcz Ziemi jest najważniejszą częścią naszej planety, ponieważ to tutaj koncentruje się większość substancji. Jest znacznie grubszy niż pozostałe podzespoły i tak naprawdę zajmuje większość miejsca - około 80%. Naukowcy poświęcili większość swojego czasu na badanie tej konkretnej części planety.

Struktura

Naukowcy mogą jedynie spekulować na temat budowy płaszcza, ponieważ nie ma metod, które jednoznacznie odpowiedziałyby na to pytanie. Jednak przeprowadzone badania pozwoliły przypuszczać, że ta część naszej planety składa się z następujących warstw:

• pierwszy, zewnętrzny, zajmuje od 30 do 400 kilometrów powierzchni ziemi;
• strefa przejściowa, która znajduje się bezpośrednio za warstwą zewnętrzną - według naukowców sięga w głąb około 250 kilometrów;
• dolna warstwa - jej długość jest największa, około 2900 kilometrów. Rozpoczyna się tuż za strefą zmian i prowadzi prosto do rdzenia.

Należy zauważyć, że w płaszczu planety znajdują się takie skały, których nie ma w skorupie ziemskiej.

Mieszanina

Jest rzeczą oczywistą, że nie można dokładnie ustalić, z czego składa się płaszcz naszej planety, ponieważ nie można się tam dostać. Dlatego wszystko, co naukowcom udaje się zbadać, dzieje się za pomocą fragmentów tego obszaru, które okresowo pojawiają się na powierzchni.

Tak więc po serii badań można było stwierdzić, że ta część Ziemi jest czarno-zielona. Głównym składem są skały, które składają się z następujących pierwiastków chemicznych:

• krzem;
• wapń;
• magnez;
• żelazo;
• tlen.

Z wyglądu, a pod pewnymi względami nawet składem, jest bardzo podobny do kamiennych meteorytów, które również okresowo spadają na naszą planetę.

Substancje znajdujące się w samym płaszczu są płynne, lepkie, ponieważ temperatura w tym obszarze przekracza tysiące stopni. Im bliżej skorupy ziemskiej, tym temperatura spada. Zachodzi więc swoista cyrkulacja – te masy, które już ostygły, opadają, a podgrzane do granic możliwości, idą w górę, więc proces „mieszania” nigdy się nie kończy.

Okresowo takie gorące strumienie wpadają w samą skorupę planety, w której pomagają im aktywne wulkany.

Sposoby studiowania

Jest rzeczą oczywistą, że warstwy znajdujące się na dużych głębokościach są dość trudne do zbadania, i to nie tylko dlatego, że nie ma takiej techniki. Proces komplikuje również fakt, że temperatura rośnie prawie stale, a jednocześnie zwiększa się również gęstość. Dlatego można powiedzieć, że głębokość warstwy jest w tym przypadku najmniejszym problemem.

Jednak naukowcom nadal udało się poczynić postępy w badaniu tego problemu. Aby zbadać tę część naszej planety, jako główne źródło informacji wybrano wskaźniki geofizyczne. Ponadto podczas badania naukowcy wykorzystują następujące dane:

• prędkość fali sejsmicznej;
• powaga;
• charakterystyki i wskaźniki przewodnictwa elektrycznego;
• badanie skał magmowych i fragmentów płaszcza, które są rzadkie, ale wciąż udaje się je znaleźć na powierzchni Ziemi.

Jeśli chodzi o te ostatnie, to właśnie diamenty zasługują na szczególną uwagę naukowców – ich zdaniem, badając skład i budowę tego kamienia, można dowiedzieć się wielu ciekawych rzeczy nawet o dolnych warstwach płaszcza.

Czasami, ale są skały płaszczowe. Ich badanie pozwala również uzyskać cenne informacje, ale w takim czy innym stopniu nadal będą występowały zniekształcenia. Wynika to z faktu, że w skorupie zachodzą różne procesy, które nieco różnią się od tych zachodzących w głębinach naszej planety.

Osobno powinniśmy porozmawiać o technice, za pomocą której naukowcy próbują uzyskać oryginalne skały płaszcza. Tak więc w 2005 roku w Japonii zbudowano specjalny statek, który według twórców projektu będzie w stanie zrobić rekordową studnię głębinową. W tej chwili prace jeszcze trwają, a start projektu planowany jest na 2020 rok - nie ma na co czekać.

Obecnie wszystkie badania struktury płaszcza są prowadzone w ramach laboratorium. Naukowcy już dokładnie ustalili, że dolna warstwa tej części planety prawie w całości składa się z krzemu.

ciśnienie i temperatura

Rozkład ciśnienia w płaszczu jest w rzeczywistości niejednoznaczny, podobnie jak reżim temperaturowy, ale najpierw najważniejsze. Płaszcz stanowi ponad połowę masy planety, a dokładniej 67%. Na obszarach pod skorupą ziemską ciśnienie wynosi około 1,3-1,4 mln atm, przy czym należy zauważyć, że w miejscach, gdzie znajdują się oceany, poziom ciśnienia znacznie spada.

Jeśli chodzi o reżim temperaturowy, dane tutaj są całkowicie niejednoznaczne i opierają się wyłącznie na założeniach teoretycznych. Tak więc na podeszwie płaszcza przyjmuje się temperaturę 1500-10 000 stopni Celsjusza. Ogólnie rzecz biorąc, naukowcy sugerowali, że poziom temperatury w tej części planety jest bliższy temperaturze topnienia.

Płaszcz Ziemi - jest to krzemianowa skorupa Ziemi, złożona głównie z perydotytów - skał składających się z krzemianów magnezu, żelaza, wapnia itp. Częściowe topnienie skał płaszcza powoduje powstanie bazaltu i podobnych stopów, które tworzą skorupę ziemską, gdy wypływają na powierzchnię.

Płaszcz stanowi 67% całkowitej masy Ziemi i około 83% całkowitej objętości Ziemi. Rozciąga się od głębokości 5-70 km poniżej granicy ze skorupą ziemską, do granicy z jądrem na głębokości 2900 km. Płaszcz znajduje się w ogromnym zakresie głębokości, a wraz ze wzrostem ciśnienia w substancji zachodzą przemiany fazowe, w których minerały uzyskują coraz gęstszą strukturę. Najbardziej znacząca przemiana zachodzi na głębokości 660 kilometrów. Termodynamika tej przemiany fazowej jest taka, że ​​materia płaszcza poniżej tej granicy nie może jej przeniknąć i odwrotnie. Powyżej granicy 660 kilometrów znajduje się górny płaszcz, a poniżej odpowiednio dolny. Te dwie części płaszcza różnią się składem i właściwościami fizycznymi. Chociaż informacje na temat składu dolnego płaszcza są ograniczone, a liczba bezpośrednich danych bardzo mała, można śmiało stwierdzić, że jego skład zmienił się znacznie mniej od czasu powstania Ziemi niż górny płaszcz, który dał początek skorupa Ziemska.

Wymiana ciepła w płaszczu zachodzi na drodze powolnej konwekcji, poprzez plastyczne odkształcenie minerałów. Tempo ruchu materii podczas konwekcji płaszcza jest rzędu kilku centymetrów na rok. Ta konwekcja napędza płyty litosfery. Konwekcja w górnym płaszczu zachodzi osobno. Istnieją modele, które zakładają jeszcze bardziej złożoną strukturę konwekcji.

Sejsmiczny model budowy ziemi

Skład i struktura głębokich skorup Ziemi w ostatnich dziesięcioleciach nadal jest jednym z najbardziej intrygujących problemów współczesnej geologii. Liczba bezpośrednich danych na temat stref głębokich jest bardzo ograniczona. Pod tym względem szczególne miejsce zajmuje kruszywo mineralne z rury kimberlitowej Lesotho (RPA), które uznawane jest za przedstawiciela skał płaszczowych występujących na głębokości ~250 km. Rdzeń wydobyty z najgłębszego na świecie odwiertu, wywierconego na Półwyspie Kolskim i sięgający 12 262 m, znacznie poszerzył naukowe poznanie głębokich horyzontów skorupy ziemskiej - cienkiej warstwy przypowierzchniowej globu. Jednocześnie najnowsze dane geofizyki i eksperymenty związane z badaniem przemian strukturalnych minerałów pozwalają już obecnie na modelowanie wielu cech budowy, składu i procesów zachodzących w głębi Ziemi, których znajomość przyczynia się do rozwiązania takich kluczowych problemów współczesnej nauki przyrodniczej, jak powstawanie i ewolucja planety, dynamika skorupy i płaszcza ziemskiego, źródła surowców mineralnych, ocena ryzyka składowania niebezpiecznych odpadów na dużych głębokościach, zasoby energetyczne Ziemi itp.

Powszechnie znany model budowy wewnętrznej Ziemi (jej podział na jądro, płaszcz i skorupę ziemską) został opracowany przez sejsmologów G. Jeffreysa i B. Gutenberga jeszcze w pierwszej połowie XX wieku. Decydującym czynnikiem było odkrycie gwałtownego spadku prędkości fal sejsmicznych wewnątrz globu na głębokości 2900 km przy promieniu planety 6371 km. Prędkość propagacji podłużnych fal sejsmicznych bezpośrednio nad wyznaczoną granicą wynosi 13,6 km/s, a poniżej 8,1 km/s. To jest granica między płaszczem a rdzeniem.

W związku z tym promień rdzenia wynosi 3471 km. Górną granicą płaszcza jest sekcja sejsmiczna Mohorovichića (Moho, M), zidentyfikowana przez jugosłowiańskiego sejsmologa A. Mohorovichicia (1857-1936) już w 1909 roku. Oddziela skorupę ziemską od płaszcza. Na tej granicy prędkości fal podłużnych, które przeszły przez skorupę ziemską, gwałtownie wzrastają z 6,7-7,6 do 7,9-8,2 km/s, ale dzieje się to na różnych poziomach głębokości. Pod kontynentami głębokość odcinka M (czyli podeszwy skorupy ziemskiej) wynosi kilkadziesiąt kilometrów, a pod niektórymi strukturami górskimi (Pamir, Andy) może dochodzić do 60 km, natomiast pod basenami oceanicznymi, łącznie ze słupem wody głębokość wynosi zaledwie 10-12 km. Ogólnie rzecz biorąc, skorupa ziemska na tym schemacie wygląda jak cienka skorupa, podczas gdy płaszcz rozciąga się na głębokość do 45% promienia Ziemi.

Ale w połowie XX wieku do nauki weszły pomysły na bardziej ułamkową głęboką strukturę Ziemi. Na podstawie nowych danych sejsmologicznych udało się podzielić rdzeń na wewnętrzny i zewnętrzny, a płaszcz na dolny i górny. Ten popularny model jest używany do dziś. Zapoczątkował ją australijski sejsmolog K.E. Bullen, który zaproponował na początku lat 40. schemat podziału Ziemi na strefy, które oznaczył literami: A – skorupa ziemska, B – strefa w przedziale głębokości 33-413 km, C – strefa 413- 984 km, D - strefa 984-2898 km, D - 2898-4982 km, F - 4982-5121 km, G - 5121-6371 km (środek Ziemi). Strefy te różnią się charakterystyką sejsmiczną. Później podzielił strefę D na strefy D „(984-2700 km) i D” (2700-2900 km). Obecnie schemat ten został znacznie zmodyfikowany i tylko warstwa D” jest szeroko stosowana w literaturze. Jej główną cechą charakterystyczną jest zmniejszenie gradientów prędkości sejsmicznej w porównaniu z leżącym nad nią obszarem płaszcza.

Jądro wewnętrzne, mające promień 1225 km, jest stałe i ma dużą gęstość - 12,5 g/cm 3 . Rdzeń zewnętrzny jest płynny, jego gęstość wynosi 10 g/cm 3 . Na granicy między jądrem a płaszczem następuje gwałtowny skok nie tylko prędkości fal podłużnych, ale także gęstości. W płaszczu spada do 5,5 g/cm 3 . Warstwa D”, będąca w bezpośrednim kontakcie z jądrem zewnętrznym, jest przez nią dotknięta, gdyż temperatury w jądrze znacznie przekraczają temperatury płaszcza. W niektórych miejscach warstwa ta generuje ogromne strumienie ciepła i masy kierowane na powierzchnię Ziemi przez ciepło płaszcza i przepływy masy, zwane pióropuszami, mogą objawiać się na planecie w postaci dużych regionów wulkanicznych, takich jak Wyspy Hawajskie, Islandia i inne regiony.

Górna granica warstwy D” jest nieokreślona, ​​jej poziom od powierzchni jądra może wahać się od 200 do 500 km lub więcej. Można zatem stwierdzić, że warstwa ta odzwierciedla nierównomierny i zmienny w natężeniu dopływ energii rdzenia do płaszcza region.

Granicą dolnego i górnego płaszcza w rozpatrywanym schemacie jest odcinek sejsmiczny leżący na głębokości 670 km. Ma ona zasięg globalny i jest uzasadniona skokiem prędkości sejsmicznych w kierunku ich wzrostu, a także wzrostem gęstości materii dolnego płaszcza. Odcinek ten jest jednocześnie granicą zmian składu mineralnego skał w płaszczu.

Tak więc dolny płaszcz, zamknięty między głębokościami 670 a 2900 km, rozciąga się wzdłuż promienia Ziemi na 2230 km. Górny płaszcz ma dobrze utrwalony wewnętrzny odcinek sejsmiczny przechodzący na głębokości 410 km. Podczas przekraczania tej granicy z góry na dół prędkości sejsmiczne gwałtownie rosną. Tutaj, podobnie jak na dolnej granicy górnego płaszcza, zachodzą znaczące przemiany mineralne.

Górna część górnego płaszcza i skorupa ziemska są połączone razem jako litosfera, która jest górną stałą skorupą Ziemi, w przeciwieństwie do wody i atmosfery. Dzięki teorii tektoniki płyt litosferycznych termin „litosfera” stał się powszechny. Teoria zakłada ruch płyt wzdłuż astenosfery - zmiękczonej, częściowo prawdopodobnie płynnej głębokiej warstwy o zmniejszonej lepkości. Jednak sejsmologia nie pokazuje astenosfery utrzymywanej w przestrzeni. Dla wielu obszarów zidentyfikowano kilka warstw astenosferycznych położonych wzdłuż pionu oraz ich nieciągłości wzdłuż poziomu. Ich przemienność jest szczególnie wyraźna w obrębie kontynentów, gdzie głębokość występowania warstw astenosferycznych (soczewek) waha się od 100 km do kilkuset. Pod oceanicznymi zagłębieniami głębinowymi warstwa astenosferyczna leży na głębokości 70–80 km lub mniej. W związku z tym dolna granica litosfery jest w rzeczywistości nieokreślona, ​​co stwarza duże trudności dla teorii kinematyki płyt litosfery, co zauważa wielu badaczy.

Współczesne dane dotyczące granic sejsmicznych

Wraz z prowadzeniem badań sejsmologicznych istnieją przesłanki do określenia nowych granic sejsmicznych. Za granice globalne uważa się 410, 520, 670, 2900 km, gdzie szczególnie zauważalny jest wzrost prędkości fal sejsmicznych. Wraz z nimi wyróżnia się granice pośrednie: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 km. Dodatkowo istnieją wskazania geofizyków na istnienie granic 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 km. NI Pavlenkova niedawno wyróżniła granicę 100 jako globalną, która odpowiada dolnemu poziomowi podziału górnego płaszcza na bloki. Granice pośrednie mają inny rozkład przestrzenny, co wskazuje na poprzeczną zmienność właściwości fizycznych płaszcza, od którego zależą. Globalne granice reprezentują inną kategorię zjawisk. Odpowiadają one globalnym zmianom środowiska płaszcza wzdłuż promienia Ziemi.

Wyznaczone globalne granice sejsmiczne są wykorzystywane do budowy modeli geologicznych i geodynamicznych, podczas gdy pośrednie w tym sensie dotychczas nie przyciągały prawie żadnej uwagi. Tymczasem różnice w skali i nasileniu ich manifestacji tworzą empiryczną podstawę dla hipotez dotyczących zjawisk i procesów zachodzących w głębinach planety.

Skład górnego płaszcza

Problem składu, struktury i związków mineralnych muszli głębinowych lub geosfer jest oczywiście wciąż daleki od ostatecznego rozwiązania, ale nowe wyniki eksperymentalne i pomysły znacznie rozszerzają i uszczegóławiają odpowiadające im pomysły.

Według współczesnych poglądów w składzie płaszcza dominuje stosunkowo niewielka grupa pierwiastków chemicznych: Si, Mg, Fe, Al, Ca i O. Proponowane modele składu geosfer opierają się przede wszystkim na różnicy w stosunki tych pierwiastków (wariacje Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), a także różnice w zawartości Al i niektórych innych rzadszych pierwiastków dla głębokie skały. Zgodnie ze składem chemicznym i mineralogicznym modele te otrzymały nazwy: pirolityczne (główne minerały to oliwin, pirokseny i granat w stosunku 4:2:1), piclogitowe (główne minerały to piroksen i granat, a proporcja oliwinu jest zredukowany do 40%) i eklogitu, który oprócz charakterystycznego dla eklogitów asocjacji piroksenu z granatem zawiera także rzadsze minerały, w szczególności cyjanit Al 2 SiO 5 (do 10% mas.) zawierający glin. Jednak wszystkie te modele petrologiczne odnoszą się przede wszystkim do skał górnego płaszcza rozciągających się na głębokość ~ 670 km. W odniesieniu do składu objętościowego głębszych geosfer przyjmuje się jedynie, że stosunek tlenków pierwiastków dwuwartościowych (MO) do krzemionki (MO/SiO 2) ~ 2, będąc bliższy oliwinowi (Mg, Fe) 2 SiO 4 niż piroksen (Mg, Fe) SiO 3 , a wśród minerałów przeważają fazy perowskitu (Mg, Fe)SiO 3 o różnych zniekształceniach strukturalnych, magnezjowustyt (Mg, Fe)O o strukturze typu NaCl oraz kilka innych faz w znacznie mniejszych ilościach .

Wszystkie proponowane modele są bardzo uogólnione i hipotetyczne. Pirolityczny model górnego płaszcza zdominowanego przez oliwin sugeruje, że jego skład chemiczny jest znacznie bliższy składowi całego głębszego płaszcza. Wręcz przeciwnie, model piklogityczny zakłada istnienie pewnego chemicznego kontrastu między górną częścią a resztą płaszcza. Bardziej szczegółowy model eklogityczny pozwala na obecność oddzielnych soczewek i bloków eklogitycznych w górnym płaszczu.

Bardzo interesująca jest próba zharmonizowania danych strukturalno-mineralogicznych i geofizycznych dotyczących górnego płaszcza. Od około 20 lat przyjmuje się, że wzrost prędkości fal sejsmicznych na głębokości ~410 km związany jest głównie z przebudową strukturalną oliwinu a-(Mg, Fe) 2 SiO 4 w wadsleyit b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 , czemu towarzyszy powstawanie gęstszej fazy o dużych wartościach współczynników sprężystości. Według danych geofizycznych na takich głębokościach we wnętrzu Ziemi prędkości fal sejsmicznych wzrastają o 3–5%, natomiast strukturalnemu przegrupowaniu oliwinu w wadsleyit (zgodnie z wartościami ich modułów sprężystości) powinien towarzyszyć wzrost w prędkościach fal sejsmicznych o około 13%. Jednocześnie wyniki badań eksperymentalnych oliwinu i mieszaniny oliwinu z piroksenem w wysokich temperaturach i ciśnieniach wykazały całkowitą zgodność między obliczonym a eksperymentalnym wzrostem prędkości fal sejsmicznych w przedziale głębokości 200-400 km. Ponieważ oliwin ma w przybliżeniu taką samą elastyczność jak pirokseny jednoskośne o dużej gęstości, dane te powinny wskazywać na brak wysoce elastycznego granatu w strefie pod spodem, którego obecność w płaszczu nieuchronnie spowodowałaby bardziej znaczący wzrost prędkości fal sejsmicznych. Jednak te wyobrażenia o płaszczu bez granatu weszły w konflikt z petrologicznymi modelami jego składu.

Powstał więc pomysł, że skok prędkości fal sejsmicznych na głębokości 410 km związany jest głównie z przebudową strukturalną granatów piroksenowych we wzbogaconych w Na częściach górnego płaszcza. Taki model zakłada niemal całkowity brak konwekcji w górnym płaszczu, co przeczy współczesnym koncepcjom geodynamicznym. Przezwyciężenie tych sprzeczności można wiązać z niedawno zaproponowanym pełniejszym modelem górnego płaszcza, który pozwala na wbudowywanie atomów żelaza i wodoru w strukturę wadsleyitu.

O ile przemianie polimorficznej oliwinu w wadsleyit nie towarzyszy zmiana składu chemicznego, o tyle w obecności granatu zachodzi reakcja prowadząca do powstania wadsleyitu wzbogaconego w Fe w porównaniu z wyjściowym oliwinem. Ponadto wadsleyit może zawierać znacznie więcej atomów wodoru niż oliwin. Udział atomów Fe i H w strukturze wadsleyitu prowadzi do zmniejszenia jego sztywności, a tym samym do zmniejszenia prędkości propagacji fal sejsmicznych przechodzących przez ten minerał.

Ponadto powstawanie wadsleyytu wzbogaconego Fe sugeruje udział większej ilości oliwinu w odpowiedniej reakcji, której powinna towarzyszyć zmiana składu chemicznego skał w pobliżu odcinka 410. Pomysły na te przemiany potwierdzają współczesne światowe dane sejsmiczne. Ogólnie skład mineralogiczny tej części górnego płaszcza wydaje się mniej lub bardziej wyraźny. Jeśli chodzi o asocjację minerałów pirolitycznych, wystarczająco szczegółowo zbadano jej przemianę do głębokości ~ 800 km. W tym przypadku globalna granica sejsmiczna na głębokości 520 km odpowiada przegrupowaniu wadsleyitu b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 w ringwoodyt - g-modyfikacja (Mg, Fe) 2 SiO 4 o strukturze spinelu. Przemiana piroksenu (Mg, Fe)SiO 3 granatu Mg 3 (Fe, Al, Si) 2 Si 3 O 12 zachodzi w górnym płaszczu na szerszym zakresie głębokości. Tak więc cała stosunkowo jednorodna skorupa w przedziale 400-600 km górnego płaszcza zawiera głównie fazy o typie strukturalnym granatu i spinelu.

Wszystkie obecnie proponowane modele składu skał płaszczowych przyznają, że zawierają one Al 2 O 3 w ilości ~4% wag. %, co wpływa również na specyfikę przekształceń strukturalnych. Jednocześnie zauważa się, że w niektórych obszarach niejednorodnego kompozycyjnie górnego płaszcza Al może być skoncentrowany w takich minerałach jak korund Al 2 O 3 czy cyjanit Al 2 SiO 5 , które przy ciśnieniach i temperaturach odpowiadających głębokości ~ 450 km, przekształca się w korund i stiszowit jest modyfikacją SiO 2, której struktura zawiera szkielet ośmiościanów SiO 6. Oba te minerały zachowały się nie tylko w dolnym płaszczu, ale także głębiej.

Najważniejszym składnikiem składu chemicznego strefy 400-670 km jest woda, której zawartość według niektórych szacunków wynosi ~0,1% wag. % i których obecność związana jest przede wszystkim z krzemianami magnezu. Ilość wody zmagazynowanej w tej skorupie jest tak duża, że ​​na powierzchni Ziemi utworzyłaby warstwę o grubości 800 m.

Skład płaszcza poniżej granicy 670 km

Prowadzone w ostatnich dwóch, trzech dekadach badania przemian strukturalnych minerałów za pomocą wysokociśnieniowych komór rentgenowskich umożliwiły modelowanie niektórych cech składu i struktury geosfer położonych głębiej niż granica 670 km.

W tych eksperymentach badany kryształ jest umieszczany między dwiema diamentowymi piramidami (kowadłami), które po ściśnięciu wytwarzają ciśnienie współmierne do ciśnienia wewnątrz płaszcza i jądra Ziemi. Niemniej jednak nadal istnieje wiele pytań dotyczących tej części płaszcza, która stanowi ponad połowę całego wnętrza Ziemi. Obecnie większość badaczy zgadza się z poglądem, że cały ten głęboki (w tradycyjnym sensie niższy) płaszcz składa się głównie z fazy perowskitopodobnej (Mg,Fe)SiO 3 , która stanowi około 70% jego objętości (40% objętości całej Ziemi) oraz magneziowiustyt (Mg, Fe)O (~20%). Pozostałe 10% to stiszowit i fazy tlenkowe zawierające Ca, Na, K, Al i Fe, których krystalizacja jest dozwolona w typach strukturalnych ilmenitu-korundu (roztwór stały (Mg, Fe)SiO 3 -Al 2 O 3) , sześcienny perowskit (CaSiO 3) i Ca-ferryt (NaAlSiO 4). Powstawanie tych związków jest związane z różnymi przemianami strukturalnymi minerałów w górnym płaszczu. Jednocześnie jedna z głównych faz mineralnych względnie jednorodnej skorupy zalegająca w przedziale głębokości 410–670 km, spinelopodobny ringwoodyt, przekształca się w asocjację (Mg, Fe)-perowskitu i Mg-wustytu na granica 670 km, gdzie ciśnienie wynosi ~24 GPa. Inny ważny składnik strefy przejściowej, przedstawiciel rodziny granatów, pirop Mg 3 Al 2 Si 3 O 12, ulega przemianie z utworzeniem rombowego perowskitu (Mg, Fe) SiO 3 i stałego roztworu korundu-ilmenitu ( Mg, Fe) SiO 3 - Al 2 O 3 przy kilku wysokich ciśnieniach. Przejście to wiąże się ze zmianą prędkości fal sejsmicznych na przełomie 850-900 km, odpowiadającą jednej z pośrednich granic sejsmicznych. Przemiana sagarnetu andradytu przy niższych ciśnieniach ~21 GPa prowadzi do powstania kolejnego ważnego składnika Ca 3 Fe 2 3+ Si 3 O 12 wspomnianego powyżej w dolnym płaszczu, sześciennego Saperowskitu CaSiO 3 . Stosunek biegunowy głównych minerałów tej strefy (Mg,Fe) - perowskitu (Mg,Fe)SiO 3 i Mg-wustytu (Mg, Fe)O zmienia się w dość szerokim zakresie i na głębokości ~1170 km na ciśnienie ~29 GPa i temperatury 2000 -2800 0 C zmieniają się od 2:1 do 3:1.

Wyjątkowa stabilność MgSiO 3 o rombowej strukturze perowskitu w szerokim zakresie ciśnień odpowiadających głębokościom dolnego płaszcza pozwala uznać go za jeden z głównych składników tej geosfery. Podstawą do tego wniosku były eksperymenty, podczas których próbki Mg-perowskitu MgSiO 3 poddano działaniu ciśnienia 1,3 miliona razy wyższego od ciśnienia atmosferycznego i jednocześnie naświetlono wiązkę laserową o temperaturze około 2000 0 C do próbki umieszczonej między diamentowymi kowadłami.W ten sposób symulowaliśmy warunki panujące na głębokości ~2800 km, czyli w pobliżu dolnej granicy dolnego płaszcza. Okazało się, że ani w trakcie, ani po eksperymencie minerał nie zmienił swojej struktury i składu. Tak więc L. Liu, a także E. Nittle i E. Zhanloz doszli do wniosku, że stabilność Mg-perowskitu pozwala uznać go za najpowszechniejszy minerał na Ziemi, stanowiący najwyraźniej prawie połowę jego masy.

Nie mniej stabilny jest wustyt F x O, którego skład w warunkach dolnego płaszcza charakteryzuje się wartością współczynnika stechiometrycznego x< 0,98, что означает одновременное присутствие в его составе Fe 2+ и Fe 3+ . При этом, согласно экспериментальным данным, температура плавления вюстита на границе нижней мантии и слоя D", по данным Р. Болера (1996), оценивается в ~5000 K, что намного выше 3800 0 С, предполагаемой для этого уровня (при средних температурах мантии ~2500 0 С в основании нижней мантии допускается повышение температуры приблизительно на 1300 0 С). Таким образом, вюстит должен сохраниться на этом рубеже в твердом состоянии, а признание фазового контраста между твердой нижней мантией и жидким внешним ядром требует более гибкого подхода и уж во всяком случае не означает четко очерченной границы между ними.

Należy zauważyć, że fazy perowskitopodobne panujące na dużych głębokościach mogą zawierać bardzo ograniczoną ilość Fe, a podwyższone stężenia Fe wśród minerałów asocjacji głębokiej są charakterystyczne tylko dla magneziowustytu. Jednocześnie dla magneziowiustytu możliwość przejścia pod wpływem wysokich ciśnień części zawartego w nim żelaza w żelazo żelazowe, pozostające w strukturze minerału, z jednoczesnym uwolnieniem odpowiedniej ilości udowodniono, że żelazo obojętne. Na podstawie tych danych H. Mao, P. Bell i T. Yagi, pracownicy laboratorium geofizycznego Carnegie Institute, wysunęli nowe pomysły dotyczące różnicowania materii w głębinach Ziemi. W pierwszym etapie, na skutek niestabilności grawitacyjnej, magneziowustyt opada na głębokość, z której pod wpływem ciśnienia uwalnia się z niego część żelaza w postaci obojętnej. Resztkowy magneziowustyt, charakteryzujący się mniejszą gęstością, unosi się do górnych warstw, gdzie ponownie miesza się z fazami perowskitopodobnymi. Kontaktowi z nimi towarzyszy przywrócenie stechiometrii (czyli całkowitego stosunku pierwiastków we wzorze chemicznym) magneziowiustytu i prowadzi do możliwości powtórzenia opisanego procesu. Nowe dane pozwalają nieco rozszerzyć zestaw pierwiastków chemicznych prawdopodobnych dla głębokiego płaszcza. Na przykład stabilność magnezytu przy ciśnieniach odpowiadających głębokości ~900 km, potwierdzona przez N. Rossa (1997), wskazuje na możliwą obecność węgla w jego składzie.

Identyfikacja poszczególnych pośrednich granic sejsmicznych położonych poniżej linii 670 koreluje z danymi o przemianach strukturalnych minerałów płaszcza, których formy mogą być bardzo zróżnicowane. Ilustracją zmiany wielu właściwości różnych kryształów przy wysokich wartościach parametrów fizykochemicznych odpowiadających głębokiemu płaszczowi może być według R. Jeanlose i R. Hazen zarejestrowane podczas eksperymentów przegrupowanie wiązań jonowo-kowalencyjnych wuestytu przy ciśnieniu 70 gigapaskali (GPa) (~1700 km) w związku z metalicznym typem oddziaływań międzyatomowych. Kamień milowy 1200 może odpowiadać przegrupowaniu SiO 2 o strukturze stiszowitu w typ strukturalny CaCl 2 (rombowy analog rutylu TiO 2), a 2000 km - jego późniejsze przekształcenie w fazę o strukturze pośredniej między a-PbO 2 a ZrO 2 , charakteryzujący się gęstszym upakowaniem ośmiościanów krzemowo-tlenowych (dane z L.S. Dubrovinsky i in.). Również z tych głębokości (~2000 km), przy ciśnieniach 80–90 GPa, dopuszcza się rozkład perowskitopodobnego MgSiO 3, któremu towarzyszy wzrost zawartości peryklazu MgO i wolnej krzemionki. Przy nieco wyższym ciśnieniu (~96 GPa) i temperaturze 800 0 С ustalono przejaw politypii w FeO, związany z tworzeniem fragmentów strukturalnych typu niklowego NiAs, naprzemiennie z domenami antyniklowymi, w których Fe atomy znajdują się w pozycjach atomów As, a atomy O - w pozycjach atomów Ni. W pobliżu granicy D" Al 2 O 3 o strukturze korundowej przechodzi w fazę o strukturze Rh 2 O 3, która jest modelowana eksperymentalnie przy ciśnieniach ~100 GPa, czyli na głębokości ~2200-2300 km. Przejście ze stanu wysokospinowego (HS) do stanu niskospinowego (LS) atomów Fe w strukturze magneziowustytu, czyli zmiana ich struktury elektronowej. W tym względzie należy podkreślić, że struktura wuestyt FeO pod wysokim ciśnieniem charakteryzuje się niestechiometrią składu, defektami upakowania atomów, politypią, a także zmianą uporządkowania magnetycznego związaną ze zmianą struktury elektronowej (HS => LS – przejście) atomów Fe. uznać wustyt za jeden z najbardziej złożonych minerałów o niezwykłych właściwościach determinujących specyfikę wzbogaconych w niego głębokich stref Ziemi w pobliżu granicy D.

Pomiary sejsmologiczne wskazują, że zarówno wewnętrzne (stałe), jak i zewnętrzne (ciekłe) jądro Ziemi charakteryzuje się mniejszą gęstością w porównaniu z wartością uzyskaną na podstawie modelu rdzenia składającego się wyłącznie z metalicznego żelaza o tych samych parametrach fizykochemicznych. Większość badaczy przypisuje ten spadek gęstości obecności w rdzeniu pierwiastków takich jak Si, O, S, a nawet O, które tworzą stopy z żelazem. Wśród faz prawdopodobnych dla takich „faustowskich” warunków fizykochemicznych (ciśnienie ~250 GPa i temperatura 4000-6500 0 C) wymienia się Fe 3 S o dobrze znanym typie strukturalnym Cu 3 Au i Fe 7 S. Przyjęto kolejną fazę w rdzeniu znajduje się b-Fe, którego struktura charakteryzuje się czterowarstwowym ścisłym upakowaniem atomów Fe. Temperaturę topnienia tej fazy szacuje się na 5000 0 C przy ciśnieniu 360 GPa. Obecność wodoru w rdzeniu od dawna budzi kontrowersje ze względu na jego słabą rozpuszczalność w żelazie pod ciśnieniem atmosferycznym. Jednak ostatnie eksperymenty (dane J. Badding, H. Mao i R. Hamley (1992)) pozwoliły ustalić, że wodorek żelaza FeH może tworzyć się w wysokich temperaturach i ciśnieniach oraz jest stabilny przy ciśnieniach przekraczających 62 GPa, co odpowiada głębokości ~ 1600 km . Pod tym względem obecność znacznych ilości (do 40 mol.%) wodoru w rdzeniu jest całkiem akceptowalna i zmniejsza jego gęstość do wartości zgodnych z danymi sejsmologicznymi.

Można przewidywać, że nowe dane dotyczące zmian strukturalnych faz mineralnych na dużych głębokościach pozwolą na znalezienie adekwatnej interpretacji innych ważnych granic geofizycznych ustalonych w trzewiach Ziemi. Ogólny wniosek jest taki, że przy takich globalnych granicach sejsmicznych jak 410 i 670 km zachodzą istotne zmiany w składzie mineralnym skał płaszcza. Przemiany mineralne notowane są także na głębokościach ~850, 1200, 1700, 2000 i 2200-2300 km, czyli w obrębie dolnego płaszcza. Jest to bardzo ważna okoliczność, która pozwala porzucić ideę jego jednorodnej struktury.

Z czego zbudowany jest płaszcz Ziemi?

Przez długi czas oliwin był uważany za główny materiał płaszcza - dobrze znany żółtozielony, oliwkowy, a nawet brązowy minerał, który jest częścią prawie wszystkich najcięższych skał Ziemi, jakie kiedykolwiek wybuchły z wnętrzności ziemi stopioną magmą. Olivine również składa się głównie z kamiennych meteorytów, które przybywają do nas na Ziemię z kosmosu.

Niektórzy naukowcy uważają, że są to pozostałości materiału budowlanego, z którego wykonano tzw planetyłącznie z naszą ziemią. Gdyby tak było... Ile problemów i zagadek zostałoby rozwiązanych... Ale jak dotąd tylko na podstawie pośrednich dowodów można dyskutować o możliwym składzie i budowie substancji płaszcza.

W 1936 roku słynny angielski fizyk i wybitna osoba publiczna John Bernall zasugerował, że w głębi wnętrza Ziemi w warunki wysokich temperatur i ciśnień, kryształy oliwinu są ściskane, atomy są przepakowywane, a kryształy innego, większego gęstość.

Podobną myśl wyraził w tym samym czasie Władimir (Vartan) Nikitowicz Lodocznikow. Uważał, że wszystkie właściwości fizyczne materii znajdującej się w głębi Ziemi muszą ulec zmianie.

Naukowcy zaczęli testować oliwin w laboratoriach. Kostki żółto-zielonego minerału wyciśnięto i podgrzano, ponownie podgrzano i ponownie wyciśnięto. Oliwin pod ciśnieniem był bardzo odpowiedni pod względem właściwości sejsmicznych do substancji płaszcza, ale ... Przy ciśnieniach odpowiadających głębokości około 400 kilometrów zapadł się. Oznacza to, że mógł się z niego składać tylko górny i częściowo środkowy płaszcz. A co wchodzi w skład dna? ..

Płaszcz Ziemi to część geosfery znajdująca się pomiędzy skorupą a jądrem. Zawiera dużą część całej substancji planety. Badanie płaszcza jest ważne nie tylko z punktu widzenia zrozumienia płaszcza wewnętrznego, może rzucić światło na powstawanie planety, dać dostęp do rzadkich związków i skał, pomóc zrozumieć mechanizm trzęsień ziemi itp. Jednak uzyskanie informacji o składzie i cechach płaszcza nie jest łatwe. Ludzie nie wiedzą jeszcze, jak wiercić tak głębokie studnie. Płaszcz Ziemi jest obecnie badany głównie za pomocą fal sejsmicznych. A także poprzez modelowanie w laboratorium.

Budowa Ziemi: płaszcz, jądro i skorupa

Według współczesnych koncepcji wewnętrzna struktura naszej planety jest podzielona na kilka warstw. Górna warstwa to skorupa, a następnie płaszcz i rdzeń Ziemi. Skorupa to twarda skorupa podzielona na oceaniczną i kontynentalną. Płaszcz Ziemi oddzielony jest od niej tzw. granicą Mohorovicicia (nazwa pochodzi od chorwackiego sejsmologa, który ustalił jej położenie), charakteryzującą się gwałtownym wzrostem prędkości podłużnych fal sejsmicznych.

Płaszcz stanowi około 67% masy planety. Według współczesnych danych można go podzielić na dwie warstwy: górną i dolną. W pierwszym wyróżnia się również warstwę Golicyna lub środkowy płaszcz, który jest strefą przejściową od górnej do dolnej. Ogólnie płaszcz rozciąga się na głębokości od 30 do 2900 km.

Według współczesnych naukowców jądro planety składa się głównie ze stopów żelaza i niklu. Jest również podzielony na dwie części. Jądro wewnętrzne jest stałe, jego promień szacuje się na 1300 km. Zewnętrzny - płynny, ma promień 2200 km. Pomiędzy tymi częściami wyodrębnia się strefę przejściową.

litosfera

Skorupę i górny płaszcz Ziemi łączy koncepcja „litosfery”. Jest to twarda skorupa ze stabilnymi i mobilnymi obszarami. Stała skorupa planety składa się z, zgodnie z oczekiwaniami, poruszającej się po astenosferze - raczej plastycznej warstwy, prawdopodobnie lepkiej i silnie nagrzanej cieczy. Jest częścią górnego płaszcza. Należy zauważyć, że istnienie astenosfery jako ciągłej lepkiej powłoki nie zostało potwierdzone przez badania sejsmologiczne. Badanie struktury planety pozwala nam zidentyfikować kilka podobnych warstw położonych pionowo. W kierunku poziomym astenosfera najwyraźniej jest stale przerywana.

Sposoby badania płaszcza

Warstwy leżące pod skorupą są niedostępne do badań. Ogromna głębokość, ciągły wzrost temperatury i wzrost gęstości stanowią poważny problem dla uzyskania informacji o składzie płaszcza i rdzenia. Jednak nadal można sobie wyobrazić strukturę planety. Podczas badania płaszcza dane geofizyczne stają się głównym źródłem informacji. Prędkość fal sejsmicznych, właściwości przewodnictwa elektrycznego i grawitacji pozwalają naukowcom snuć przypuszczenia dotyczące składu i innych cech leżących poniżej warstw.

Ponadto pewne informacje można uzyskać z fragmentów skał płaszczowych. Do tych ostatnich należą diamenty, które mogą wiele powiedzieć nawet o dolnym płaszczu. Skały płaszcza znajdują się również w skorupie ziemskiej. Ich badanie pomaga zrozumieć skład płaszcza. Nie zastąpią one jednak próbek pobranych bezpośrednio z głębokich warstw, gdyż w wyniku różnych procesów zachodzących w skorupie ich skład różni się od składu płaszcza.

Płaszcz Ziemi: skład

Innym źródłem informacji o tym, jaki jest płaszcz, są meteoryty. Według współczesnych koncepcji chondryty (najczęstsza grupa meteorytów na planecie) mają skład zbliżony do płaszcza Ziemi.

Przyjmuje się, że zawiera pierwiastki, które były w stanie stałym lub weszły w stały związek podczas formowania się planety. Należą do nich krzem, żelazo, magnez, tlen i kilka innych. W płaszczu łączą się z formami krzemianów. Krzemiany magnezu znajdują się w górnej warstwie, ilość krzemianu żelaza zwiększa się wraz z głębokością. W dolnym płaszczu związki te rozkładają się na tlenki (SiO 2 , MgO, FeO).

Szczególnie interesujące dla naukowców są skały, których nie ma w skorupie ziemskiej. Przypuszcza się, że w płaszczu występuje wiele takich związków (grospidyty, karbonatyty itp.).

Warstwy

Zatrzymajmy się bardziej szczegółowo na zakresie warstw płaszcza. Według naukowców górna z nich zajmuje zasięg od około 30 do 400 km, dalej znajduje się strefa przejściowa, która sięga głębiej na kolejne 250 km. Następna warstwa to dół. Jej granica znajduje się na głębokości około 2900 km i styka się z zewnętrznym jądrem planety.

ciśnienie i temperatura

Gdy zagłębiasz się w głąb planety, temperatura rośnie. Płaszcz Ziemi znajduje się pod bardzo wysokim ciśnieniem. W strefie astenosfery wpływ temperatury przeważa, więc tutaj substancja jest w tzw. stanie amorficznym lub półstopionym. Głębiej pod ciśnieniem staje się stały.

Badania płaszcza i granicy Mohorovicicia

Płaszcz Ziemi prześladuje naukowców od dłuższego czasu. W laboratoriach prowadzone są eksperymenty na skałach, które prawdopodobnie są częścią górnej i dolnej warstwy, co pozwala nam zrozumieć skład i cechy płaszcza. Tak więc japońscy naukowcy odkryli, że dolna warstwa zawiera dużą ilość krzemu. Górny płaszcz zawiera rezerwy wody. Pochodzi ze skorupy ziemskiej, a także przenika stąd na powierzchnię.

Szczególnie interesująca jest powierzchnia Mohorowicza, której charakter nie jest w pełni poznany. Badania sejsmologiczne sugerują, że na poziomie 410 km pod powierzchnią następuje przemiana metamorficzna skał (stają się gęstsze), co objawia się gwałtownym wzrostem prędkości fal. Przypuszcza się, że skały bazaltowe na tym terenie przekształciły się w eklogit. W tym przypadku gęstość płaszcza wzrasta o około 30%. Istnieje inna wersja, według której przyczyną zmiany prędkości fal sejsmicznych jest zmiana składu skał.

Chikyū Hakken

W 2005 roku w Japonii zbudowano specjalnie wyposażony statek Chikyu. Jego misją jest dokonanie rekordowego odwiertu na dnie Oceanu Spokojnego. Naukowcy proponują pobranie próbek skał górnego płaszcza i granicy Mohorowicza, aby uzyskać odpowiedzi na wiele pytań związanych ze strukturą planety. Realizacja projektu przewidziana jest na 2020 rok.

Należy zauważyć, że naukowcy nie tylko zwrócili uwagę na jelita oceaniczne. Według badań grubość skorupy na dnie mórz jest znacznie mniejsza niż na kontynentach. Różnica jest znacząca: pod słupem wody w oceanie do magmy trzeba pokonać tylko 5 km na niektórych obszarach, podczas gdy na lądzie liczba ta wzrasta do 30 km.

Teraz statek już działa: pobrano próbki głębokich pokładów węgla. Realizacja głównego celu projektu pozwoli zrozumieć, jak zbudowany jest płaszcz Ziemi, jakie substancje i pierwiastki tworzą jego strefę przejściową, a także poznać dolną granicę rozprzestrzeniania się życia na planecie.

Nasze zrozumienie budowy Ziemi jest wciąż dalekie od ukończenia. Powodem tego jest trudność w przeniknięciu do jelit. Jednak postęp technologiczny nie stoi w miejscu. Postępy nauki sugerują, że w niedalekiej przyszłości będziemy wiedzieć znacznie więcej o cechach płaszcza.

Naukowcy nie mają wątpliwości, że nasza planeta składa się z co najmniej trzech struktur: zewnętrzna powłoka to skorupa, wewnętrzne jądro to jądro, a pomiędzy nimi leży warstwa ziemskich skał - płaszcz.


Jest zauważalnie grubsza niż skorupa i zajmuje ponad 80% całej objętości kuli ziemskiej. Płaszcz zaczyna się na głębokości około 30-50 km (pod oceanami) i znacznie niżej - pod kontynentami. Na głębokości około 30 000 km graniczy z jądrem.

Jak badają strukturę Ziemi na tak dużych głębokościach?

Oczywiście podłoże nie jest otchłanią oceanu ani kosmosu. Na planetę nie można wysyłać żadnych ekspedycji ani robotów. Opracowano jednak metody, które pozwalają tam „zajrzeć”. Można to zrobić na kilka sposobów.

1. Badania geofizyczne. Na przykład zarejestruj rozchodzenie się fal podczas trzęsień ziemi. Podczas gdy fale te docierają na przykład z Japonii do Niemiec, wielokrotnie zmieniają kierunek i prędkość. Według warstw, w których poruszają się wolniej, w których - szybciej, można ocenić strukturę tych warstw, ich skład.

2. Zbiory geologiczne. Eksperci często potrafią rozróżnić „kamyki” według miejsca ich urodzenia. Tak więc ostatnio można było rozszyfrować biografię sześciu diamentów za pomocą zanieczyszczeń. Dawno, dawno temu maleńkie kawałki węgla zeszły ze skorupy do płaszcza i „utopiły się” w nim. Potworne ciśnienie zamieniło je w skorupę, a prąd wstępujący uniósł je w skorupę. Skończyli w skale wulkanicznej, którą 200 milionów lat później ludzie wydobyli z brazylijskiej kopalni.

3. Eksperymenty. Z grubsza wyobrażając sobie warunki panujące w trzewiach Ziemi, można odtworzyć je w laboratoriach i spojrzeć na wyniki.

4. Wiercenie studni głębinowych. To prawda, że ​​​​jak dotąd najgłębszy z nich, na Półwyspie Kolskim, osiągnął zaledwie 12 262 metrów. Do płaszcza można się dostać drążąc dno oceanu - tutaj skorupa jest znacznie cieńsza. Może to być w zasięgu statków wiertniczych już stworzonych specjalnie do takich prac.

Z czego wykonany jest płaszcz? Jakie zachodzą w nim procesy?

Płaszcz można ocenić po jego fragmentach, które miliardy lat temu zostały wyniesione na powierzchnię lądu lub dolin dna oceanu. Przyjmuje się, że płaszcz jest zielonkawo-czarny i składa się ze skał zawierających krzem, magnez, wapń, żelazo, tlen. W składzie jest podobny do. Dawno, dawno temu, przed uformowaniem się skorupy, była to cała powierzchnia Ziemi.

Teraz rozpad substancji radioaktywnych ogrzewa rdzeń i przenosi ciepło do płaszcza. Temperatura najniższej warstwy mierzona jest w tysiącach stopni. Dlatego jego skały są zmiękczone, kolosalne ciśnienie sprawia, że ​​​​są płynne. Na zewnątrz temperatura płaszcza stopniowo spada. Ochłodzone masy zewnętrzne opadają, ocieplone masy wewnętrzne unoszą się. Ze względu na dużą lepkość prędkość ruchu jest niska - do kilkudziesięciu centymetrów rocznie. Ale ten cykl nigdy się nie kończy. Od czasu do czasu przepływy materii płaszcza penetrują skorupę; wulkany pomagają w tych ruchach.

Dlaczego badanie płaszcza Ziemi jest ważne?

Płaszcz jest daleko od nas (a dokładniej głęboki), ale oczywiście wpływa na życie ludzi i całą otaczającą nas przyrodę. Ruchy w płaszczu powodują, że stojące na nim ogromne płyty skorupy, które niosą kontynenty, poruszają się. Rezultat jest znany - trzęsienia ziemi, erupcje wulkanów i masowe wymieranie organizmów, narodziny i śmierć wysp, ruch kontynentów. Dzięki zrozumieniu procesów zachodzących w płaszczu będziemy mieli szansę przewidzieć globalne katastrofy.

Ruchy termiczne w płaszczu wpływają na wygląd podziemnych stref ciepła. Wyobrażając sobie jego „zachowanie”, łatwiej będzie znaleźć takie tereny pod budowę elektrowni geotermalnych, gorących wód gruntowych, rud metali. Tak, i inne minerały też.


Na przykład uważano, że palny gaz, metan, powstaje z rozkładającej się materii organicznej pod wpływem bakterii. Ale nie tak dawno grupa fizyków udowodniła, że ​​jest inaczej. Naukowcy zmieszali wodę, tlenek żelaza i mineralny kalcyt. Mieszaninę podgrzano do 1000°C pod ciśnieniem 110 tysięcy atmosfer i uzyskano metan! Oznaczało to, że mógł również pojawić się w głębi płaszcza. Możliwe, że stamtąd wznosi się do grubości skorupy. Więc tutaj musisz szukać jego nagromadzeń i wydobywać je.