Konwekcja w płaszczu

Płaszcz konwekcyjny jest zjawisko fizyczne występujące wewnątrz płaszcza ziemskiego . Może mieć miejsce na innych planetach lub satelitach naziemnych pod pewnymi warunkami. Konwekcja płaszczowa jest istotnym składnikiem teorii tektoniki płyt .

Istnieje zauważalna różnica temperatur między płaszczem litosferycznym a astenosferą leżącą poniżej, która jest odpowiedzialna za opadanie litosfery zimnego płaszcza (w strefach subdukcji) w bardziej gęstej astenosferze. Bardziej anegdotyczny wzrost ciepłego, głębokiego materiału płaszcza obserwuje się w gorących punktach. Te dwa mechanizmy są możliwe dzięki plastycznemu zachowaniu się skał o dużej skali, co pozwala sieci krystalicznej na odkształcanie się bez pękania ( pełzanie plastyczne ).

Rayleigha Numer Ra bezwymiarowy wyraża stosunek sił związanych z konwekcją, który rozpoczyna się, gdy Ra przekracza krytyczną wartość, charakterystyczną dla danego medium. Obliczenie liczby Rayleigha dla płaszcza wskazuje na możliwość konwekcji, zgodnie z obserwacjami.

Szacunkowa liczba Rayleigha

Obliczenie liczby Rayleigha pozwala stwierdzić, że płaszcz rzeczywiście jest w konwekcji. Trudność polega na określeniu parametrów biorących udział we wzorze Ra. Obecnie obliczona wartość to Ra = 5 × 10 8 , znacznie przekraczająca krytyczną liczbę Rayleigha Ra c bliską 1000, co świadczy o rzeczywistym istnieniu dynamicznej, ale powolnej konwekcji płaszcza.

Oszacowanie współczynnika rozszerzalności cieplnej i dyfuzyjności cieplnej

Uzyskuje się je za pomocą eksperymentów geofizycznych prowadzonych w laboratorium na minerałach składowych płaszcza ( oliwin , pirokseny ), znalezionych w skałach płaszcza ekshumowanych przez tektonikę lub wulkanizm. Te eksperymenty termodynamiczne są przeprowadzane pod wysokim ciśnieniem i w wysokiej temperaturze w celu symulacji warunków panujących w płaszczu.

Eksperymentalnie znajdujemy wartości rzędu:

• ciepło właściwe  : 10 3 J / kg K  ;VSp≈{\ displaystyle C_ {p} \ w przybliżeniu} 
• gęstość  : 3  × 10 3 kg / m 3  ;ρ≈{\ displaystyle \ rho \ ok}  
• współczynnik rozszerzalności cieplnej  : 3 × 10 −5 K −1  ;α≈{\ displaystyle \ alpha \ ok} 
• przewodnictwo cieplne  : 3  W m −1  K −1 .k≈{\ displaystyle k \ ok}

Ocena tych parametrów pozwala obliczyć współczynnik dyfuzji cieplnej  : 10 -6 m 2 / s . κ=kρVSp≈{\ Displaystyle \ kappa = {\ Frac {k} {\ rho \, C_ {p}}} \ w przybliżeniu} 

Oszacowanie ΔT

ΔT to różnica temperatur między podstawą (2885  km ) a powierzchnią płaszcza (30  km ), czyli głębokość rzędu 2900  km . Ten parametr jest trudny do oszacowania, ponieważ nie można dokonać bezpośrednich pomiarów, ale można go oszacować na podstawie strumienia ciepła płaszcza.

Jeśli nie weźmiemy pod uwagę Ziemi bez konwekcji, temperatura płaszcza wynika z kilku zjawisk:

• rozpad naturalnie występujących pierwiastków promieniotwórczych zawartych w minerałach płaszcza, takich jak uran (U), tor (Th) i potas (K). Szacunkowe ilości tych pierwiastków to 24  ppm dla K, 0,006  ppm dla U i 0,002  ppb dla Th. Strumień ciepła H wytwarzany na jednostkę masy wynosi około 5 × 10-12  W / kg . Ten strumień ciepła był znacznie ważniejszy w młodości Ziemi, ze względu na stopniowy spadek poziomu niestabilnych pierwiastków promieniotwórczych w czasie i ich rozpad;
• początkowe wydzielanie ciepła przez Ziemię podczas akrecji.

Jeśli ciepło było przenoszone tylko przez przewodzenie w płaszczu, szacowana DT byłby zbliżony do 21000  K . Badania eksperymentalne pokazują, że taka temperatura nie pozwoliłaby na osiągnięcie stanu stałego płaszcza do podstawy.

Temperaturę Ziemi na głębokości 660  km można oszacować na podstawie przemian fazowych oliwinu . Oliwin α ulega różnym przemianom z głębokością, co świadczy o dokładnych warunkach temperatury i ciśnienia. Przejścia te można dogłębnie wykryć, badając fale sejsmiczne , których prędkość zmienia się na poziomie tych przejść. W górnej granicy - płaszcz dolnej płaszcza, oliwin y zamienia perowskitu + magnesiowüstite , która opiera się na wykresie fazowym oliwinu w temperaturze 1830  K .

Nie znamy temperatury przejścia dolny płaszcz - rdzeń zewnętrzny, ale rząd wielkości można otrzymać przez dedukcję: w głębi żelazo krystalizuje na granicy ziaren - zewnętrzny rdzeń w temperaturze 5000  K , co oznacza, że temperatura powłoki podstawowej wynosi od 2000  K i 5000  K .

Uwaga: jeśli weźmiemy pod uwagę, że Ziemia jest w idealnej konwekcji (adiabatycznej), możemy obliczyć temperaturę na dowolnej głębokości dzięki gradientowi adiabatycznemu , ale ta część ma na celu oszacowanie liczby Rayleigha w płaszczu, aby wiedzieć, czy jest konwekcja, czy nie. .

Oszacowanie lepkości ν

Możemy oszacować lepkość skały w płaszczu w laboratorium, ale warunki termodynamiczne płaszcza są bardzo trudne do uzyskania w laboratorium.

Jest to również możliwe dzięki badaniu polodowcowego wzrostu izostatycznego , które dostarcza informacji o wartości lepkości astenosfery . Podczas zlodowacenia ciężar pokrywy lodowej na kontynencie powoduje depresję w leżącej poniżej litosferze , ze względu na zasadę izostazy . Po stopieniu się lodu, co jest zdarzeniem bardzo szybkim, litosfera nie jest już narażona na ten ciężar i unosi się w wyniku odbicia izostatycznego. Prędkość wynurzania zależy bezpośrednio od lepkości astenosfery i litosfery. Dane historyczne, pomiary niwelacji itp. pozwalają prześledzić historię odbicia, a poprzez zastosowanie do równań mechaniki płynów można wyznaczyć lepkość.

Lepkość dynamiczną η szacuje się na około 10 21  Pa s , co daje lepkość 3 × 10 17  m 2  s −1 , zgodnie z teoretycznymi badaniami odkształcenia oliwinu w wysokiej temperaturze.

Obliczona liczba jest bardzo wysoka w porównaniu z „klasyczną” cieczą gazową lub ciekłą: płaszcz konwekcyjny jest w stanie stałym i odkształcalnym.

Model konwekcyjny

Założenia przyjęte do badania konwekcji płaszcza są następujące: jest to układ konwekcyjny, którego lepkość silnie zależy od temperatury, posiadający dwie warstwy graniczne w przypadku powierzchni „swobodnej”, gdzie górna warstwa graniczna o dużej lepkości rozpada się na płytki, generując niskie odkształcenie wewnątrzpłytkowe i duże odkształcenie międzypłytkowe, jak pokazano na mapie rozkładu trzęsień ziemi na powierzchni ziemi. Strefy subdukcji , w których zimna, gęsta materia zapadają się w głąb, stanowią przepływ w dół, podczas gdy grzbiety oceanu stanowią przepływ w górę.

Ze względu na bardzo dużą liczbę Rayleigha (Ra = 10 8 ) szacuje się, że konwekcja ma strukturę chaotyczną, a mianowicie, że ruchy w górę i w dół nie odbywają się w tych samych miejscach w czasie, ale nie obserwuje się tego w praktyka: płyty byłyby usiane wulkanami , a gorące smugi mogłyby wznieść się w dowolnym miejscu, podczas gdy wiemy, że gorące punkty są stosunkowo nieruchome. Z badania strumieni ciepła wynika, że ​​energia odprowadzana przez płaszcz wychodzi głównie na poziomie kręgosłupa ( średnio 100  mW / m 2 ), a znacznie mniej na poziomie raczej izolacyjnych płyt litosferycznych (12  mW / m 2 średnio). Upwelling pióropusze gromadzą się pod oceaniczną litosferą (na przykład płyta Pacyfiku dla łańcucha Hawajów - Cesarz) lub kontynentalna (w przypadku pułapek ). Jeśli zbyt dużo materiału zgromadzi się pod kontynentem, litosfera kontynentalna przerzedzi się jako część szczeliny, aby stworzyć nowy ocean, tak zakłada się w obecnym regionie „ Daleka ” .

Składniki komórek konwekcyjnych

Górna warstwa graniczna

We wszystkich modelach konwekcji za górną warstwę graniczną systemu uważa się sztywną litosferę oceaniczną, „unoszącą się” na mniej lepkiej i gęstszej astenosferze. Potwierdzają to teoretycznie badania profilu temperatury i strumienia ciepła na poziomie skorupy oceanicznej, zgodnie z fizycznymi prawami konwekcji, czyli bardzo gwałtownym wzrostem średniej temperatury w pierwszych kilkudziesięciu kilometrach głębokości, czyli , górna warstwa graniczna ustala dużą część różnicy temperatur w układzie konwekcyjnym. Potwierdza to różnica temperatur przekraczająca 1000  K występująca między skałami na grzbiecie a tymi, które tworzą dno oceanu - oddalającymi się od niego symetrycznie.

Centrum komórkowe

Zgodnie z modelami zmiana temperatury jest stosunkowo niewielka w stosunku do głębokości. Szacuje się, że jest to kilkaset stopni.

Tomografia sejsmiczna umożliwia uwidocznienie niejednorodności temperatur w płaszczu, spowodowanych ruchami wznoszącymi (pióropusze) i opadającymi (subdukowana skorupa oceaniczna).

Dolna warstwa graniczna

Zgodnie z modelami jest on umieszczony albo na głębokości 660 km, na górnym płaszczu - dolnej granicy płaszcza, albo na granicy płaszcz - rdzeń na głębokości 2 900  km , aż do hipotetycznej warstwy zwanej d ″.

Modele konwekcyjne płaszczowe

Opracowano kilka modeli w celu uwzględnienia struktury komórek konwekcyjnych w płaszczu.

Model jednowarstwowy

W tym modelu subdukowana litosfera kontynentalna pogrąża się głęboko w dolnej warstwie granicznej, stanowiąc tutaj interfejs płaszcz-rdzeń. Materiał ten może przekształcić się w wznoszący się pióropusz o mniejszej lepkości niż otaczające skały i unoszący się na powierzchnię przez gorące punkty wulkanów . Ruchy w górę i w dół opisują komórki konwekcyjne. Materiał może biernie wychodzić z grzbietów oceanicznych. Jest tylko jeden typ ogniwa konwekcyjnego mieszającego całą grubość płaszcza: model ten jest określany jako „jednowarstwowy”.

Model dwuwarstwowy

W przeciwieństwie do poprzedniego modelu, w modelu „dwuwarstwowym” wyobrażamy sobie, że w dolnym płaszczu znajdują się komórki konwekcyjne generowane przez wznoszące się pióropusze, a inne wewnątrz górnego płaszcza, umożliwiające wydostanie się materiału na poziomie grzbietów oceanicznych, ze względu na nieciągłość fazową oliwinu na głębokości 660 km.

Aktualnie akceptowany model

Najbardziej prawdopodobnym modelem jest model pośredni między dwoma poprzednimi, bardziej zgodny z obserwacjami tomograficznymi niż te. Subdukowana skorupa oceaniczna może zejść do warstwy d ″ i być źródłem wznoszących się pióropuszy lub może przesuwać się wzdłuż granicy płaszcza górnego - płaszcza dolnego, a także generować pióropusze. Komórki konwekcyjne są ograniczone do dolnego płaszcza. Materiał może biernie wychodzić z wydłużonych grzbietów, które nie są głęboko zakorzenione.

Bibliografia

1. http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/convection-mantellique-tectonique-plaques.xml

Zobacz też

Bibliografia

• Geodynamics , L. Jolivet i H.-C. Nataf, wyd. Dunod, 1998, 226 str.
• Plik z konferencji 01-04-2005 : Konwekcja w płaszczu, mity, rzeczywistości i pytania Pierre'a Thomasa, 100 slajdów.
• Geochemistry , Francis Albarède , Gordon & Breach, 2001

Powiązany artykuł

• Glosariusz geologii