Потужність мантії землі. Будова планети: земне ядро, мантія, кора. Сучасні дані про сейсмічні межі

Під земною корою розташований наступний шар, який називається мантією. Він оточує ядро ​​планети та має товщину майже три тисячі кілометрів. Будова мантії Землі дуже складна, тому потребує детального вивчення.

Мантія та її особливості

Назва даної оболонки (геосфери) походить від грецького слова, що позначає плащ чи покривало. Насправді, мантія, наче покривало огортає ядро. На неї припадає близько 2/3 маси Землі та приблизно 83% її обсягу.

Вважають, що температура оболонки не перевищує 2500 градусів за Цельсієм. Її щільність у різних шарахсуттєво відрізняється: у верхній частині вона становить до 3.5 т/куб.м, а нижніх – 6 т/куб.м. Складається мантія із твердих кристалічних речовин(важких мінералів, багатих на залізо і магній). Винятком є ​​лише астеносфера, яка перебуває у напіврозплавленому стані.

Структура оболонки

Тепер розглянемо будову мантії землі. Геосфера складається з наступних частин:

• верхня мантія, завтовшки 800-900 км;
• астеносфера;
• нижня мантія, завтовшки близько 2000 км.

Верхня мантія- Це частина оболонки, яка розташована нижче земної кори і входить до літосфери. У свою чергу вона ділиться на астеносферу та шар Голіцину, який характеризується інтенсивним збільшенням швидкостей сейсмічних хвиль. Ця частина мантії Землі впливає такі процеси, як тектонічні руху плит, метаморфізм і магматизм. Варто зазначити, що будова її відрізняється залежно від того, під яким тектонічним об'єктом вона знаходиться.

Астеносфери. Сама назва серединного шару оболонки з грецької мовиперекладається, як «слабка куля». Геосфера, яку відносять до верхньої частини мантії, а іноді виділяють в окремий шар, характеризується зниженою твердістю, міцністю та в'язкістю. Верхня межа астеносфери завжди знаходиться нижче крайньої лініїземна кора: під континентами – на глибині 100 км, під морським дном – 50 км. Нижня межа її розташована на глибині 250-300 км. Астеносфера є головним джерелом магми на планеті, а рух аморфної та пластичної речовини вважається причиною тектонічних рухіву горизонтальній та вертикальній площинах, магматизму та метаморфізму земної кори.

Про нижню частину мантії вчені знають небагато. Вважається, що на кордоні з ядром розташований особливий шар Д, що нагадує астеносферу. Він відрізняється високою температурою (через близькість розпеченого ядра) та неоднорідністю речовини. До складу ж маси входить залізо та нікель.

Склад мантії Землі

Окрім будови мантії Землі цікавим є і її склад. Геосферу створюють олівін та ультраосновні породи (перидотити, перовскіти, дуніти), але є й основні породи (еклогіти). Встановлено, що в оболонці містяться рідкісні різновиди, які не зустрічаються в земній корі (гроспідити, флогопітові перидотити, карбонатити).

Якщо говорити про хімічний склад, то в мантії різної концентрації містяться: кисень, магній, кремній, залізо, алюміній, кальцій, натрій і калій, а також їх оксиди.

Мантія та її вивчення — відео

Мантія Землі -це силікатна оболонка Землі, складена переважно перидотитами - породами, що складаються з силікатів магнію, заліза, кальцію та ін.

Мантія становить 67 % усієї маси Землі та близько 83 % всього обсягу Землі. Вона простягається від глибин 5-70 кілометрів нижче за кордон із земною корою, до кордону з ядром на глибині 2900 км. Мантія розташована у величезному діапазоні глибин, і зі збільшенням тиску в речовині відбуваються фазові переходи, при яких мінерали набувають все більш щільної структури. Найбільше перетворення відбувається на глибині 660 кілометрів. Термодинаміка цього фазового переходутака, що мантійна речовина нижче цієї межі не може проникнути через неї, і навпаки. Вище за межу 660 кілометрів знаходиться верхня мантія, а нижче, відповідно, нижня. Ці дві частини мантії мають різний складта фізичні властивості. Хоча відомості про склад нижньої мантії обмежені, і кількість прямих даних дуже невелика, можна впевнено стверджувати, що її склад з часів формування Землі змінився значно менше ніж верхньої мантії, що породила земну кору.

Теплоперенесення в мантії відбувається шляхом повільної конвекції за допомогою пластичної деформаціїмінералів. Швидкості руху речовини при мантійній конвекції становлять близько кількох сантиметрів на рік. Ця конвекція надає руху літосферні плити. Конвекція у верхній мантії відбувається окремо. Існують моделі, які передбачають ще більше складну структуруконвекції.

Сейсмічна модель будови землі

Склад та будова глибинних оболонок Землі в останні десятиліттяпродовжують залишатися однією з найбільш інтригуючих проблем сучасної геології. Число прямих даних про речовину глибинних зон дуже обмежене. У цьому плані особливе місце займає мінеральний агрегат з кімберлітової трубкиЛесото ( Південна Африка), що розглядається як представник мантійних порід, що залягають на глибині ~250 км. Керн, піднятий з найглибшої у світі свердловини, пробуреної на Кольському півострові і досягла позначки 12 262 м, суттєво розширив наукові уявленняпро глибинні горизонти земної кори - тонку приповерхневу плівку земної кулі. Разом з тим новітні дані геофізики та експериментів, пов'язаних з дослідженням структурних перетворень мінералів, вже зараз дозволяють змоделювати багато особливостей будови, складу та процесів, що відбуваються в глибинах Землі, знання яких сприяє вирішенню таких ключових проблем. сучасного природознавства, як формування та еволюція планети, динаміка земної кори та мантії, джерела мінеральних ресурсівоцінка ризику поховання небезпечних відходів на великих глибинах, енергетичні ресурсиЗемлі та ін.

Широко відома модель внутрішньої будовиЗемлі (розподіл її на ядро, мантію та земну кору) розроблена сейсмологами Г. Джефрісом і Б. Гутенбергом ще в першій половині XX століття. Вирішальним фактором при цьому виявилося виявлення різкого зниженняшвидкості проходження сейсмічних хвиль усередині земної кулі на глибині 2900 км. при радіусі планети 6371 км. Швидкість проходження поздовжніх сейсмічних хвиль безпосередньо над зазначеним кордоном дорівнює 136 км/с, а під ним - 81 км/с. Це і є межа мантії та ядра.

Відповідно радіус ядра становить 3471 км. Верхнім кордономмантії служить сейсмічний розділ Мохоровичіча (Мохо, М), виділений югославським сейсмологом А. Мохоровичічем (1857-1936) ще 1909 року. Він відокремлює земну кору від мантії. На цьому рубежі швидкості поздовжніх хвиль, Що пройшли через земну кору, стрибкоподібно збільшуються з 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, проте відбувається це на різних глибинних рівнях. Під континентами глибина розділу М (тобто підошви земної кори) становить перші десятки кілометрів, причому під деякими гірськими спорудами (Памір, Анди) може сягати 60 км, тоді як під океанськими западинами, включаючи і товщу води, глибина дорівнює лише 10-12 км. . Взагалі ж земна корау цій схемі вимальовується як тонка шкаралупа, тоді як мантія поширюється на 45% земного радіуса.

Але в середині XX століття до науки увійшли уявлення про більш дробове глибинній будовіЗемлі. З нових сейсмологічних даних виявилося можливим розділити ядро ​​на внутрішнє і зовнішнє, а мантію - на нижню і верхню. Ця модель, що набула широкого поширення, використовується і в даний час. Початок їй поклав австралійський сейсмолог К.Є. Буллен, який запропонував на початку 40-х років схему поділу Землі на зони, які позначив буквами: А – земна кора, В – зона в інтервалі глибин 33-413 км, С – зона 413-984 км, D – зона 984-2898 км , Д – 2898-4982 км, F – 4982-5121 км, G – 5121-6371 км (центр Землі). Ці зони відрізняються сейсмічними характеристиками. Пізніше зону D він розділив на зони D" (984-2700 км) та D" (2700-2900 км). В даний час ця схема значно видозмінена і лише шар D широко використовується в літературі. головна характеристика- Зменшення градієнтів сейсмічних швидкостей у порівнянні з вищележачою областю мантії.

Внутрішнє ядро, що має радіус 1225 км, тверде та має великою щільністю- 12,5 г/см3. Зовнішнє рідке ядро, його щільність 10 г/см 3 . На межі ядра і мантії відзначається різкий стрибок у швидкості поздовжніх хвиль, а й у щільності. У мантії вона знижується до 5,5 г/см3. Шар D", що знаходиться в безпосередньому зіткненні із зовнішнім ядром, відчуває його вплив, оскільки температури в ядрі значно перевищують температури мантії. Місцями даний шар породжує величезні, спрямовані до поверхні Землі крізь мантійні тепломасопотоки, які називаються плюмами. Вони можуть проявлятися вулканічних областей, як, наприклад, на Гавайських островах, Ісландії та інших регіонах.

Верхня межа шару D" невизначена; її рівень від поверхні ядра може варіювати від 200 до 500 км і більше. Таким чином, можна зробити висновок, що даний шар відображає нерівномірне і різноінтенсивне надходження енергії ядра в область мантії.

Кордоном нижньої і верхньої мантії в схемі, що розглядається, служить сейсмічний розділ, що лежить на глибині 670 км. Він має глобальне поширення та обґрунтовується стрибком сейсмічних швидкостей у бік їх збільшення, а також зростанням щільності речовини нижньої мантії. Цей розділ є також межею змін мінерального складу порід у мантії.

Таким чином, нижня мантія, укладена між глибинами 670 і 2900 км, тягнеться радіусом Землі на 2230 км. Верхня мантія має внутрішній сейсмічний розділ, що добре фіксується, що проходить на глибині 410 км. При переході цієї межі зверху донизу сейсмічні швидкості різко зростають. Тут, як і нижній межі верхньої мантії, відбуваються істотні мінеральні перетворення.

Верхню частину верхньої мантії і земну кору разом виділяють як літосферу, що є верхньою твердою оболонкою Землі, в протилежність гідро-і атмосфері. Завдяки теорії тектоніки літосферних плиттермін «літосфера» отримав найширше поширення. Теорія передбачає рух плит по астеносфері - розм'якшеному, частково, можливо, рідкому глибинному шарізниженою в'язкості. Проте сейсмологія не показує витриманої просторі астеносфери. Для багатьох областей виявлено декілька астеносферних верств, розташованих по вертикалі, а також уривчастість їх по горизонталі. Особливо безперечно їх чергування фіксується в межах континентів, де глибина залягання астеносферних шарів (лінз) варіює від 100 км до багатьох сотень. Під океанськими абісальними западинами астеносферний шар лежить на глибинах 70-80 км. і менше. Відповідно нижня межа літосфери фактично є невизначеною, а це створює великі труднощідля теорії кінематики літосферних плит, що відзначається багатьма дослідниками.

Сучасні дані про сейсмічні межі

З проведенням сейсмологічних досліджень, з'являються передумови виділення нових сейсмічних кордонів. Глобальними прийнято вважати межі 410, 520, 670, 2900 км, де збільшення швидкостей сейсмічних хвиль особливо помітно. Поряд із ними виділяються проміжні кордони: 60, 80, 220, 330, 710, 900, 1050, 2640 км. Додатково є вказівки геофізиків існування кордонів 800, 1200-1300, 1700, 1900-2000 км. Н.І. Павленкова нещодавно як глобальна виділена межа 100, що відповідає нижньому рівню поділу верхньої мантії на блоки. Проміжні межі мають різне просторове поширення, що свідчить про латеральну мінливість. фізичних властивостеймантії, від яких вони залежать. Глобальні кордони є іншою категорією явищ. Вони відповідають глобальних змінмантійного середовища за радіусом Землі.

Зазначені глобальні сейсмічні кордони використовуються при побудові геологічних і геодинамічних моделей, тоді як проміжні в цьому сенсі поки що уваги майже не привертали. Тим часом відмінності в масштабах та інтенсивності їхнього прояву створюють емпіричну основу для гіпотез, що стосуються явищ і процесів у глибинах планети.

Склад верхньої мантії

Проблема складу, структури та мінеральних асоціацій глибинних земних оболонокабо геосфер, звичайно, ще далека від остаточного рішення, проте нові експериментальні результатита ідеї суттєво розширюють та деталізують відповідні уявлення.

Згідно сучасним поглядам, у складі мантії переважає порівняно невелика група хімічних елементів: Si, Mg, Fe, Al, Ca та О. Пропоновані моделі складу геосфер в першу чергу ґрунтуються на відмінності співвідношень зазначених елементів(варіації Mg/(Mg + Fe) = 0,8-0,9; (Mg + Fe)/Si = 1,2Р1,9), а також на відмінностях у змісті Al і деяких інших більш рідкісних для глибинних порід елементів. Відповідно до хімічного та мінералогічного складу ці моделі отримали свої назви: піролітова (головні мінерали - олівін, піроксени та гранат щодо 4:2:1), піклогітова (головні мінерали - піроксен і гранат, а частка олівіну знижується до 40%) та еклогітова, в якій поряд з характерною для еклогітів піроксен-гранатової асоціацією присутні і деякі рідкісні мінерали, зокрема Al-містить кіаніт Al 2 SiO 5 (до 10 вага. %). Проте всі ці петрологічні моделі відносяться насамперед до пород верхньої мантії, що тягнеться до глибин ~670 км. Щодо валового складу глибших геосфер лише допускається, що відношення оксидів двовалентних елементів (МО) до кремнезему (МО/SiO 2 ) ~ 2, опиняючись ближче до олівіну (Mg, Fe) 2 SiO 4 ніж до піроксену (Mg, Fe) SiO 3 а серед мінералів переважають перовскітові фази (Mg, Fe)SiO 3 з різними структурними спотвореннями, магнезіовюстит (Mg, Fe)O зі структурою типу NaCl і деякі інші фази в значно менших кількостях.

Усі запропоновані моделі дуже узагальнені та гіпотетичні. Піролітова модель верхньої мантії з переважанням олівіну передбачає її значно більшу близькість по хімічному складу з усією глибшою мантією. Навпаки, піклогітова модель передбачає існування певного хімічного розмаїття між верхньою та іншою мантиями. Більш приватна еклогітова модель допускає присутність у верхній мантії окремих еклогітових лінз та блоків.

Великий інтерес представляє спроба узгодити структурно-мінералогічні та геофізичні дані, що належать до верхньої мантії. Вже близько 20 років допускається, що збільшення швидкостей сейсмічних хвиль на глибині ~410 км переважно пов'язане зі структурною перебудовою олівіну a-(Mg, Fe) 2 SiO 4 в вадслеит b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 , що супроводжується утворенням більш щільної фази з великими значеннямикоефіцієнтів пружності Згідно з геофізичними даними, на таких глибинах у надрах Землі швидкості сейсмічних хвиль зростають на 3-5%, тоді як структурна перебудова олівіну в вадслеїт (відповідно до значень їх модулів пружності) повинна супроводжуватися збільшенням швидкостей сейсмічних хвиль приблизно на 13%. Водночас результати експериментальних дослідженьолівіна та суміші олівін-піроксен при високих температурахта тисках виявили повний збіг розрахованого та експериментального збільшення швидкостей сейсмічних хвиль в інтервалі глибин 200-400 км. Оскільки олівін має приблизно таку ж пружність, як і високощільні моноклінні піроксени, ці дані повинні були б вказувати на відсутність у складі нижчої зони граната, що володіє високою пружністю, присутність якого в мантії неминуче викликала б більш значне збільшення швидкостей сейсмічних хвиль. Однак ці уявлення про безгранатову мантію суперечили петрологічним моделям її складу.

Так з'явилася ідея про те, що стрибок у швидкостях сейсмічних хвиль на глибині 410 км пов'язаний переважно зі структурною перебудовою піроксен-гранат усередині збагачених Na частин верхньої мантії. Така модель передбачає майже повну відсутність конвекції у верхній мантії, що суперечить сучасним геодинамічних уявлень. Подолання цих протиріч можна пов'язати з нещодавно запропонованою повнішою моделлю верхньої мантії, що допускає входження атомів заліза і водню в структуру вадслеїту.

У той час як поліморфний перехід олівіну у вадслеїт не супроводжується зміною хімічного складу, у присутності граната виникає реакція, що призводить до утворення вадслеїту, збагаченого Fe у порівнянні з вихідним олівіном. Більш того, вадслеїт може містити значно більше, ніж оливин атомів водню. Участь атомів Fe і Н у структурі вадслеїту призводить до зменшення її жорсткості і зменшення скоростей поширення сейсмічних хвиль, що проходять крізь цей мінерал.

Крім того, утворення збагаченого Fe вадслеїту передбачає залучення до відповідної реакції більшої кількостіолівіна, що має супроводжуватися зміною хімічного складу порід поблизу розділу 410. Ідеї про ці трансформації підтверджуються сучасними глобальносейсмічними даними. У цілому нині мінералогічний склад цієї частини верхньої мантії представляється більш менш ясним. Якщо говорити про піролітову мінеральну асоціацію, то її перетворення аж до глибин ~800 км досліджено досить детально. При цьому глобальному сейсмічному кордону на глибині 520 км відповідає перебудова вадслеїту b-(Mg, Fe) 2 SiO 4 рингвудит - g-модифікацію (Mg, Fe) 2 SiO 4 зі структурою шпинелі. Трансформація піроксен (Mg, Fe)SiO 3 гранат Mg 3 (Fe, Al, Si) 2 Si 3 O 12 здійснюється у верхній мантії у ширшому інтервалі глибин. Таким чином, вся відносно гомогенна оболонка в інтервалі 400-600 км верхньої мантії переважно містить фази зі структурними типами гранату та шпинелі.

Всі запропоновані в даний час моделі складу мантійних порід допускають вміст Al 2 O 3 в кількості ~4 вагу. %, що також впливає специфіку структурних перетворень. При цьому наголошується, що в окремих областях неоднорідної за складом верхньої мантії Al може бути зосереджений у таких мінералах, як корунд Al 2 O 3 або кіаніт Al 2 SiO 5 , який при тисках і температурах, відповідних глибин ~450 км, трансформується в корунд і Стішовіт - модифікацію SiO 2 структура якої містить каркас з SiO 6 октаедрів. Обидва цих мінералу зберігаються у низах верхньої мантії, а й глибше.

Найважливіший компонент хімічного складу зони 400-670 км – вода, вміст якої, за деякими оцінками, становить ~0,1 вага. % та присутність якої в першу чергу пов'язують із Mg-силікатами. Кількість запасеної в цій оболонці води настільки значно, що на поверхні Землі воно склало б шар потужністю 800 м.

Склад мантії нижче за межу 670 км.

Проведені в останні два-три десятиліття дослідження структурних переходів мінералів з використанням рентгенівських камер високого тиску дозволили змоделювати деякі особливості складу та структури геосфер глибші за межу 670 км.

У цих експериментах досліджуваний кристал міститься між двома алмазними пірамідами (ковадлом), при стисканні яких створюються тиску, порівнянний з тисками всередині мантії та земного ядра. Проте щодо цієї частини мантії, частку якої припадає більше половини всіх надр Землі, як і залишається багато питань. В даний час більшість дослідників згодні з ідеєю про те, що вся ця глибинна (нижня в традиційному розумінні) мантія переважно складається з перовскитоподобной фази (Mg,Fe)SiO 3 , частку якої припадає близько 70% її обсягу (40% обсягу всієї Землі), і магнезіовюститу (Mg, Fe)O (~20 %). 10%, що залишилися, складають стиховіт і оксидні фази, що містять Ca, Na, K, Al і Fe, кристалізація яких допускається в структурних типах ільменіту-корунду (твердий розчин (Mg, Fe)SiO 3 -Al 2 O 3), кубічного перовскіту (CaSiO 3) і Саферита (NaAlSiO 4). Утворення цих сполук пов'язані з різними структурними трансформаціями мінералів верхньої мантії. При цьому одна з основних мінеральних фаз щодо гомогенної оболонки, що лежить в інтервалі глибин 410-670 км, - шпінелеподібний рингвудіт трансформується в асоціацію (Mg, Fe)-перовскіту та Mg-вюститу на рубежі 670 км, де тиск становить ~24 ГПа. Інший найважливіший компонент перехідної зони - представник сімейства гранату піроп Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 відчуває перетворення з утворенням ромбічного перовскіту (Mg, Fe)SiO 3 та твердого розчинукорунду-ільменіту (Mg, Fe)SiO 3 - Al 2 O 3 при дещо більшому тиску. З цим переходом пов'язують зміну швидкостей сейсмічних хвиль межі 850-900 км, відповідному однієї з проміжних сейсмічних кордонів. Трансформація Сагранату андрадиту при менших тисках ~21 ДПа призводить до утворення ще одного згаданого вище важливого компонента Ca 3 Fe 2 3+ Si 3 O 12 нижньої мантії - кубічного Саперовскіта CaSiO 3 . Полярне відношенняміж основними мінералами цієї зони (Mg, Fe) - перовскітом (Mg, Fe) SiO 3 і Mg-вюститом (Mg, Fe) O варіює в досить широких межах і на глибині ~1170 км при тиску ~29 ГПа та температурах 2000-2800 0 Змінюється від 2: 1 до 3: 1.

Виняткова стабільність MgSiO 3 зі структурою типу ромбічного перовскіту у широкому діапазоні тисків, що відповідають глибинам низів мантії, дозволяє вважати його одним із головних компонентів цієї геосфери. Підставою для цього висновку послужили експерименти, в ході яких зразки Mg-перовскіту MgSiO 3 були піддані тиску, що в 1,3 млн разів перевищує атмосферне, і одночасно на зразок, поміщений між алмазними ковадлами, впливали лазерним променемз температурою близько 2000 0 С. Таким чином, змоделювали умови, що існують на глибинах ~2800 км, тобто поблизу нижньої межінижньої мантії. Виявилося, що ні під час, ні після експерименту мінерал не змінив своєї структури та складу. Таким чином, Л. Ліу, а також Е. Ніттл і Е. Жанлоз дійшли висновку, згідно з яким стабільність Mg-перовскіту дозволяє розглядати його як найпоширеніший мінерал на Землі, що становить, мабуть, майже половину її маси.

Не меншою стійкістю відрізняється і вюстит Fe x O, склад якого за умов нижньої мантії характеризується значенням стехіометричного коефіцієнта х< 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.

Слід зазначити, що в переважаючих на великих глибинах перовскитоподібних фазах може міститися дуже обмежена кількість Fe, а підвищені концентрації Fe серед мінералів глибинної асоціації характерні лише для магнезіовюститу. При цьому для магнезіовюститу доведена можливість переходу під впливом високих тисків частини двовалентного заліза, що міститься в ньому, в тривалентне, що залишається в структурі мінералу, з одночасним виділенням відповідної кількості нейтрального заліза. На основі цих даних співробітники геофізичної лабораторії Іституту Карнегі Х. Мао, П. Белл і Т. Ягі висунули нові ідеї щодо диференціації речовини у глибинах Землі. На першому етапі завдяки гравітаційній нестійкості магнезіовюстит занурюється на глибину, де під впливом тиску з нього виділяється деяка частина заліза в нейтральній формі. Залишковий магнезіовюстит, що характеризується нижчою щільністю, піднімається у верхні шари, де знову змішується з перовскитоподібними фазами. Контакт з ними супроводжується відновленням стехіометрії (тобто цілісного відношення елементів у хімічної формули) магнезіовюститу і призводить до можливості повторення описаного процесу. Нові дані дозволяють дещо розширити набір можливих глибокої мантії хімічних елементів. Наприклад, обгрунтована Н. Рос (1997) стійкість магнезиту при тисках, відповідних глибин ~900 км, вказує на можливу присутність вуглецю в її складі.

Виділення окремих проміжних сейсмічних кордонів, розташованих нижче за кордон 670, корелює з даними про структурні трансформації мантійних мінералів, форми яких можуть бути дуже різноманітними. Ілюстрацією зміни багатьох властивостей різних кристалів при високих значенняхфізико-хімічних параметрів, що відповідають глибинній мантії, може служити, згідно з Р. Жанлозу та Р. Хейзеном, зафіксована в ході експериментів при тисках 70 гігапаскалів (ГПа) (~1700 км) перебудова іонноковалентних зв'язків вюститу у зв'язку з металевим типомміжатомних взаємодій Рубіж 1200 може відповідати передбаченій на основі теоретичних квантово-механічних розрахунків і згодом змодельованої при тиску ~45 ГПа і температурі ~2000 0 З перебудові SiO 2 зі структурою стишовіту структурний тип CaCl 2 (ромбічний аналог рутила TiO 2), а 2 подальшому перетворенню у фазу зі структурою, проміжною між a-PbO 2 і ZrO 2 , що характеризується більш щільною упаковкою кремнійкисневих октаедрів (дані Л.С. Дубровинського зі співавторами). Також починаючи з цих глибин (~2000 км) при тисках 80-90 ГПа допускається розпад перовскитоподібного MgSiO 3 супроводжується зростанням вмісту периклазу MgO і вільного кремнезему. За кілька більшому тиску(~96 ГПа) та температурі 800 0 С встановлено прояв поліпії у FeO, пов'язане з утворенням структурних фрагментів типу нікеліну NiAs, що чергуються з антинікеліновими доменами, в яких атоми Fe розташовані в позиціях атомів As, а атоми О - у позиціях атомів Ni. Поблизу кордону D" відбувається трансформація Al 2 O 3 зі структурою корунду в фазу зі структурою Rh 2 O 3 експериментально змодельована при тисках ~100 ГПа, тобто на глибині ~2200-2300 км. Використанням методу мессбауеровской спектроскопії при такому ж тиску з високоспинового (HS) в низькоспиновий стан (LS) атомів Fe в структурі магнезіовюститу, тобто їх зміна електронної структури. У зв'язку з цим слід підкреслити, що структура вюститу FeО при високому тискухарактеризується нестехіометрією складу, дефектами атомної упаковки, політикією, і навіть зміною магнітного впорядкування, що з зміною електронної структури (HS => LS - перехід) атомів Fe. Зазначені особливості дозволяють розглядати вюстит як один із найбільш складних мінералів з незвичайними властивостями, Визначальними специфіку збагачених ним глибинних зон Землі поблизу кордону D".

Сейсмологічні виміри вказують на те, що і внутрішнє (тверде) і зовнішнє (рідке) ядра Землі характеризуються меншою щільністю порівняно зі значенням, одержуваним на основі моделі ядра, що складається тільки з металевого заліза за тих же фізико-хімічних параметрів. Це зменшення щільності більшість дослідників пов'язують із присутністю в ядрі таких елементів, як Si, O, S і навіть О, що утворюють сплави із залізом. Серед фаз, ймовірних для таких "фаустівських" фізико-хімічних умов (тиску ~250 ГПа та температури 4000-6500 0 С), називаються Fe 3 S з добре відомим структурним типом Cu 3 Au і Fe 7 S. Інший передбачуваною в ядрі фазою є b-Fe, структура якої характеризується чотиришаровою щільною упаковкою атомів Fe. Температура плавлення цієї фази оцінюється 5000 0 С при тиску 360 ГПа. Присутність водню у ядрі довгий часвикликало дискусію через його низьку розчинність у залозі при атмосферному тиску. Однак недавні експерименти (дані Дж. Беддінга, Х. Мао і Р. Хемлі (1992)) дозволили встановити, що гідрид заліза FeH може сформуватися при високих температурах і тисках і виявляється стійким при тисках, що перевищують 62 ГПа, що відповідає глибинам ~1600 км . У зв'язку з цим присутність значних кількостей (до 40 мол. %) водню в ядрі цілком допустима і знижує його щільність до значень, що узгоджуються з даними сейсмології.

Можна прогнозувати, що нові дані про структурні зміни мінеральних фаз на великих глибинах дозволять знайти адекватну інтерпретацію та інших найважливіших геофізичних кордонів, що фіксуються в надрах Землі. Загальний висновок такий, що на таких глобальних сейсмічних рубежах, як 410 і 670 км, відбуваються значні зміни мінеральному складімантійних порід. Мінеральні перетворення відзначаються також і на глибинах ~850, 1200, 1700, 2000 та 2200-2300 км, тобто в межах нижньої мантії. Це дуже важлива обставина, що дозволяє відмовитися від уявлення про її однорідну структуру.