Budowa wnętrza Ziemi

Płaszcz to warstwa Ziemi grubości ok. 2900 kilometrów, leżąca pomiędzy skorupą a jądrem. W skład płaszcza wchodzi ok. 70% objętości skał ziemskich. Ze względu na swoją dominującą pozycję w bilansie masy Ziemi płaszcz spełnia kluczową rolę w procesach uwalniania się energii z wnętrza Ziemi, jest m.in. silnie sprzężony z procesami tektoniki płyt.

Różnice występujące wewnątrz płaszcza są niemal tak istotne, jak podział na skorupę, płaszcz i jądro. Skorupa ziemska, czyli najbardziej zewnętrzna warstwa naszej planety, sięga do głębokości 10 kilometrów pod oceanami i ok. 30-50 kilometrów pod kontynentami; granicą skorupa-płaszcz jest tzw. nieciągłość Mohorovičicia. Płaszcz górny rozciąga się do głębokości ok. 400 km i charakteryzuje się znaczną plastycznością; jego górną, płynną część określa się mianem astenosfery. Poniżej znajduje się strefa przejściowa (400-650 km), w której właściwości skał ulegają gwałtownym przemianom ze względu na rosnące ciśnienie i temperaturę. Region poniżej – płaszcz dolny – sięga aż do głębokości 2890 kilometrów i jest najsłabiej poznany. Na samej granicy płaszcz-jądro wydziela się również strefę D" o zmiennej grubości (prawdopodobnie 50-200 km).

Skały płaszcza różnią się od skał skorupy większą gęstością, częściowo wynikającą z procesów dyferencjacji, które zaszły w czasie formowania się naszej planety, częściowo zaś z występowania w płaszczu znacznych ciśnień, zmieniających strukturę krystaliczną minerałów. Skały płaszcza zawierają mniej krzemu i glinu, a więcej magnezu; typowymi odmianami są: perydotyt, dunit, eklogit. Poniżej głębokości 650 kilometrów potężne ciśnienie (sięgające 140 gigapaskali, czyli ponad milion razy większe od typowego ciśnienia atmosferycznego) sprawia, że skały przybierają swoiste struktury krystaliczne, w których atomy upakowane są znacznie ciaśniej niż w skałach znajdujących się na powierzchni.

W temperaturach przekraczających 1000 °C skały mogą "płynąć" w tempie rzędu milimetrów lub centymetrów na rok; przypuszcza się, że transport ciepła z wnętrza Ziemi odbywa się w płaszczu na drodze konwekcji, czyli wznoszenia się skał gorętszych i opadania chłodniejszych. W tym wypadku płaszcz organizowałby się spontanicznie w komórki konwekcyjne; zakres występowania tego zjawiska jest wciąż debatowany w społeczności naukowej. Mniej wątpliwe są wielkoskalowe ruchy materii w górnym płaszczu, gdzie zjawiska tektoniczne sprzyjają dużym poziomym kontrastom termicznym i chemicznym, a więc również wymuszonym przez nie ruchom materii.

Powstanie i ewolucja płaszcza

Ewolucja chemiczna

Rozdzielanie się masy skalnej Ziemi na poszczególne warstwy postępowało od pierwszych momentów jej istnienia (patrz: Historia Ziemi). Opadanie najcięższych pierwiastków i związków chemicznych spowodowało uformowanie się jądra złożonego przede wszystkim z żelaza i niklu. Krzepnięcie warstwy zewnętrznej z pierwotnego "oceanu krzemianowej magmy" usunęło z niego z kolei pierwiastki najlżejsze – stąd np. wysoki udział związków sodu, wapnia, potasu czy glinu w skorupie Ziemi. Warstwa środkowa – płaszcz – bogata jest więc współcześnie przede wszystkim w związki magnezu oraz posiada znaczną ilość żelaza w porównaniu ze skałami skorupy. We wczesnych etapach ewolucji Ziemi frakcjonowanie jej składników mineralnych było ułatwione przez większą niż dziś aktywność pierwiastków radioaktywnych – dziś znaczna część ich ciepła została już oddana, jednak 4 miliardy lat temu miały one przypuszczalnie znacznie większy udział w bilansie cieplnym Ziemi, utrzymując jej wnętrze stale w temperaturze powyżej 1000 °C i umożliwiając np. migrację związków żelaza do centrum masy. "Spływanie" tej olbrzymiej ilości żelaza do środka planety mogło również, samo w sobie, przyczynić się do rozgrzania skał "proto-płaszcza" na drodze uwalniania się grawitacyjnej energii potencjalnej bryłek żelaza w postaci ciepła – czasem używa się wręcz określenia "katastrofa żelazna". Przypuszczalnie więc pierwsza fala owej wczesnej dyferencjacji zaszła relatywnie szybko, w skali dziesiątków milionów lat.

Procesy dyferencjacji występują nadal wszędzie tam, gdzie magma płaszcza częściowo krystalizuje i zostaje wbudowana w masę skalną skorupy, a więc np. w grzbietach śródoceanicznych. Skały skorupy powracają również do rezerwuaru płaszcza w strefach subdukcji, co obrazowo określa się mianem recyklingu płaszcz-skorupa. Procesy uwikłane w ów cykl są podstawowym źródłem różnorodności skalnej i motorem ewolucji chemicznej górnego płaszcza. W strefach rozrostu krystalizacji z magmy ulegają najbardziej kwasowe frakcje (o wysokiej zawartości krzemionki), pozostawiając rezyduum silnie zasadowe ("ultramaficzne"). Proces ten spowodował wyraźne zróżnicowanie zawartości SiO2 w skorupie i płaszczu. Współcześnie skorupa ziemska zawiera ok. 60% SiO2, a płaszcz zaledwie 46%:

Ewolucja aktywności

Nie jest do końca jasne, w jaki sposób ewoluuje aktywność płaszcza w czasie geologicznym. Ze względu na stopniowe uwalnianie ciepła pochodzącego z izotopów radioaktywnych, w pierwszym przybliżeniu dynamika płaszcza powinna stopniowo zamierać. Faktycznie, wiele modeli pokazuje, że największa część skorupy ziemskiej została wyprodukowana w czasie archaiku i proterozoiku, z malejącym stopniowo udziałem skał powstających w fanerozoiku. Do podobnych wniosków prowadzi analiza częstości występowania tzw. dużych prowincji magmatycznych, czyli potężnych spontanicznych wypływów olbrzymich ilości magmy, wywołanych prawdopodobnie przez zaburzenie termiczne w płaszczu – w ciągu ostatnich 150 milionów lat częstotliwość ta stopniowo malała. Wszystkie tego typu dane są jednak z konieczności tylko przybliżone i w żadnej mierze nie mogą służyć do przewidywania przyszłej ewolucji płaszcza. Inne źródła (np. cykliczność powstawania superkontynentów) mogą wskazywać na to, że fale podwyższonej aktywności termicznej płaszcza występują w historii Ziemi na przemian z fazami relatywnego spokoju.