Konwekcja w płaszczy Ziemi.pdf

(565 KB) Pobierz
Wykład 7: Konwekcja w płaszczu Ziemi:
ewolucja i obserwacje
(L. Czechowski)
Konwekcja w płaszczu Ziemi zmienia się w czasie. W obecnym wykładzie
omówimy przyczyny tych zmian i ich przebieg. Na końcu opowiemy teŜ jak
badać rzeczywista konwekcję w płaszczu.
7.1 Czynniki ewolucyjne konwekcji
Wiele czynników sprawia,
Ŝe
konwekcja w płaszczu Ziemi nie jest zjawiskiem
stacjonarnym, lecz zmiennym w czasie. Sprawia to kilka czynników
omawianych poniŜej.
Pod koniec XVIII w. James Hutton wysunął koncepcję uniformitarianizmu
(aktualizmu) głoszącą,
Ŝe
procesy geologiczne przebiegają teraz tak samo, jak w
przeszłości Ziemi. Koncepcja ta okazała się bardzo owocna dla rozwoju
geologii, ale jej stosowalność jest ograniczona. Procesy geologiczne są
uzaleŜnione od wielu czynników. Powstawanie oceanów, zmiany składu
atmosfery,
Ŝycie
biologiczne, oddalanie się KsięŜyca i zmiany nasłonecznienia
pociągały za sobą zmiany w przebiegu wielu procesów kształtujących skorupę
Ziemi. Równocześnie zmianom podlegają teŜ procesy mające swoje
źródła
wewnątrz Ziemi: działalność wulkaniczna, dryf kontynentów, procesy
fałdowania i wypiętrzania gór. UzaleŜnione są one od konwekcji w płaszczu, a
ta z kolei jest zaleŜna od dwóch głównych czynników: energii cieplnej i budowy
Ziemi. Wyliczmy poniŜej główne czynniki mogące mieć istotny wpływ na
przebieg procesu konwekcji w płaszczu Ziemi.
1.
Stygnięcie Ziemi.
Zmiana temperatury ma oczywisty wpływ na konwekcję
zarówno poprzez zmianę róŜnicy temperatury jak i innych parametrów (np.
lepkości). Początkowe ciepło Ziemi mogło pochodzić z kilku
źródeł.
1.1. Ziemia, podobnie jak inne planety grupy ziemskiej, uformowała się z
niewielkich ciał zwanych
planetezymalami.
Proces łączenia
planetezymali nazywamy akrecją. Podczas niego wyzwalała się energia
grawitacyjna i kinetyczna planetezymali. Oczywiście był to proces
jednorazowy.
1.2.
Powstanie KsięŜyca.
Zgodnie z jedną z hipotez KsięŜyc powstał jako
efekt uderzenia o pierwotną Ziemię planety o wielkości porównywalnej z
Marsem. Doprowadziło to do rozerwania i rozproszenia części materii
obu ciał. Z części tej materii wyrzuconej na orbitę uformował się
KsięŜyc. Przy zderzeniu wyzwoliła się ogromna ilość energii.
1.3.
Krótko
Ŝyjące
izotopy promieniotwórcze
powstałe przy wybuchu
supernowej i obecne w mgławicy planetarnej, z której powstał Układ
Słoneczny. Są to izotopy o połówkowym czasie rozpadu od 10
5
do 10
7
2.
3.
4.
5.
6.
7.
lat. Czas akrecji był rzędu 10
8
lat, dlatego te izotopy nie miały znaczenie
dla późniejszej ewolucji.
1.4.
Proces tworzenia się jądra Ziemi
(tzw. katastrofa
Ŝelazna).
Proces ten
prawdopodobnie przebiegał gwałtownie i mógł doprowadzić do wzrostu
temperatury nawet o 2000 K.
Deformacje Ziemi wywołane siłami przypływowymi.
Prowadzą one do
dyssypacji ciepła wewnątrz płaszcza. Czas ich działania rozciąga się do
chwili obecnej, lecz ich wkład energetyczny był znacznie większy, gdy
KsięŜyc znajdował się bliŜej Ziemi. NaleŜy teŜ podkreślić,
Ŝe
dyssypacja
ciepła pływowego jest niesymetrycznie rozłoŜona w płaszczu co moŜe
preferować określony rozkład komórek konwekcyjnych.
Zmniejszanie
się
zawartości
długoŜyciowych
pierwiastków
radioaktywnych.
Wykorzystując prawo rozpadu i obecną zawartość tych
pierwiastków łatwo obliczyć ich zawartość w początkowym okresie Ziemi.
Całkowitą wydajność radiogenicznych
źródeł
ciepła w płaszczu pokazano na
rysunku 7.1. Jak widać w ciągu 4 mld lat wydajność spadła około
trzykrotnie. ZauwaŜmy,
Ŝe
jednocześnie zmienił się skład izotopowy:
najbardziej ubyło
235
U o czasie półrozpadu t
1/2
=704 mln lat, podczas gdy
zawartość
232
Th prawie nie zmniejszyła się.
Proces krzepnięcia materii jądra zewnętrznego
na jądrze wewnętrznym.
Przy krzepnięciu wydziela się ciepło topnienia. Te ciepło istotne jest dla
działania dynama planetarnego, lecz w ostateczności dociera do granicy
jądro-płaszcz skąd usuwane jest przez pióropusze płaszcza (plumes).
Przejścia fazowe
i chemiczne zachodzące w płaszczu, w tym takŜe
przesuwanie się granic przejść fazowych w płaszczu. Stopniowe ochładzanie
się płaszcza prowadzi do przesuwania się granic przejść fazowych zgodnie z
diagramem (por. Rys. 6.14). Tak więc granica oliwin-spinel przesuwa się w
górę zmieniając warunki dla konwekcji (porównaj rolę grubości warstwy
d
we wzorze na liczbę Rayleigha). Wydziela się przy tym takŜe energia
przejścia fazowego.
Wzrost powierzchni kontynentów (patrz
dyskusja niŜej).
Zmiany w warstwie D” (patrz
dyskusja niŜej).
Rys. 7.1
Zmiany produkcji ciepła w płaszczu w miarę upływu czasu. Na lewej skali
pokazano całkowitą produkcję ciepła, na prawej—w przeliczeniu na 1 kg
materii płaszcza
7.2 Oddziaływanie kontynentów i konwekcji oraz cykl Wilsona
Grubość skorupy kontynentów wynosi
średnio
około 35 km. Andezyty lub
granity stanowiące znaczną część skorupy kontynentalnej są silnie wzbogacone
w pierwiastki radioaktywne, np. produkcja ciepła w granicie wynosi 9,6 10
-10
W/kg. Jest to 30 razy więcej niŜ w bazaltach toleitowych i 100 razy więcej niŜ
średnia
w całym płaszczu (rys. 2.6 w wykładzie 2). W związku z tym, mimo
swojej niewielkiej grubości skorupa kontynentalna daje około 1/3 ciepła
wypływającego z wnętrza Ziemi. Reszta, tj. 2/3 strumienia ciepła dopływa od
strony płaszcza. Istotne dla konwekcji są teŜ właściwości skał skorupy. Są to
skały lŜejsze od skał płaszcza, dlatego teŜ trudno ulegają wciągnięciu w głąb
płaszcza ze strumieniem konwekcyjnym. Jeśli juŜ ulegną wciągnięciu to silnie
hamują dalszy ruch. Kontynenty stanowią ponadto dobrą izolację cieplną.
Utrudniają przekazywanie ciepła z płaszcza.
Rys. 7.2
Wpływ obecności kontynentów na proces konwekcji. Rysunki przedstawiają
kolejne fazy ewolucji konwekcji i dryfu kontynentów
Zastanówmy się, jaki wpływ ma istnienie kontynentów na konwekcję.
RozwaŜmy rysunek 7.2. Przedstawia on prosty przypadek dwuwymiarowej
konwekcji, gdy na powierzchni znajdują się trzy kontynenty. Niech początkowo
istnieją dwie komórki konwekcyjne ze strefą subdukcji przy brzegu kontynentu
A. Kontynenty A i C dryfowały wraz z płytą w kierunku kontynentu B. Po
pewnym czasie doszło do zetknięcia kontynentów A i B. Teraz kontynenty
zaczęły stawiać opór. JeŜeli konwekcja była intensywna, to na kontynenty
działała duŜa siła i część kontynentu mogła zostać wciągnięta wraz z płytą
litosfery. Zwiększyłoby to jednak dodatkowo opory i w efekcie doprowadziło do
zatrzymania płyty. Konwekcja stała się mniej wydajna w przenoszeniu ciepła i
powstały warunki do zmiany układu prądów konwekcyjnych. Nowe strefy
subdukcji mogą powstać w kaŜdym miejscu. Najkorzystniejsze jednak będzie
ich usytuowanie przy granicach nowo powstałego kontynentu. Litosfera jest tam
najbardziej wychłodzona, czyli ma duŜą gęstość. ZałóŜmy więc,
Ŝe
strefa
subdukcji powstanie w miejscu 2. ZauwaŜmy teŜ,
Ŝe
komórka konwekcyjna po
prawej stronie moŜe doprowadzić do przelatania litosfery i kolejna strefa
subdukcji powstanie w miejscu 3. Tymczasem istnienie strefy subdukcji w
miejscu 2 powoduje dryf kontynentu C do połączonych juŜ A i B. Po pewnym
czasie powstaje jeden superkontynent. Wtedy zostaje zahamowana płyta z
kontynentem C i ulega zanikowi subdukcja w miejscu 2, a pojawia się nowa w
miejscu 4. Teraz obie strefy subdukcji są bardzo od siebie oddalone i nie
zapewniają chłodzenia płaszcza pod superkontynentem (rys. C). Powoduje to
stopniowy wzrost temperatury pod superkontynentem. Wreszcie pojawia się tam
intensywna konwekcja rozrywająca superkontynent (rys. D), a między
rozerwanymi częściami zaczyna rosnąć ocean (rys. E). Opisany proces łączenia i
rozpadu kontynentów nazywamy cyklem Wilsona. Nietrudno zauwaŜyć
powyŜsze tendencje w historii Ziemi. Dwukrotne powstanie i rozpad
superkontynentu, lub obecny rozkład stref subdukcji są tego przykładami. TakŜe
proces „obrastania” kontynentów przez dołączanie kolejnych mikrokontynentów
jest związany z tendencjami do tworzenia się stref subdukcji w pobliŜu
istniejących kontynentów.
7.3 Warstwa D” i plamy gorąca
Warstwa D” została wykryta na podstawie danych sejsmicznych i zdefiniowana
przez Bullena w 1950 r. jako najniŜej leŜące 105 km płaszcza. W często
stosowanym modelu PREM grubość warstwy D” określa się na 150 km. Dla
rozwaŜań poniŜej przyjmujemy hipotezę K.G. Creagera i T.H. Jordana z 1986 r.
zakładającą,
Ŝe
niejednorodności warstwy D” tworzą struktury analogiczne do
kontynentów, czyli
Ŝe
są to grube na kilkanaście kilometrów płyty o gęstości
mniejszej niŜ jądro, lecz większej niŜ reszta płaszcza. Struktury takie będziemy
tutaj nazywać
c-kontynentami
(ang.
core-continent).
C-kontynenty mogły
powstać jako opadłe na dno płaszcza płyty litosfery. W takim przypadku ich
powierzchnia rosłaby z czasem. Analogicznie do c-kontynentów uŜywać
będziemy pojęcia c-oceanu, mając na myśli powierzchnię jądra pomiędzy c-
kontynentami lub gdzie materiał, z którego zbudowane są c-kontynenty tworzy
jedynie cienką, nieistotną dla konwekcji warstwę.
Podobnie jak kontynenty na powierzchni Ziemi, tak c-kontynenty
stanowią czynnik izolujący płaszcz od ciepła płynącego z jądra, przy czym duŜa
gęstość utrudnia (lub nawet uniemoŜliwia) włączenie materiału c-kontynentów
w obieg konwekcyjny. Na podstawie tych faktów i obliczeń numerycznych
wysunięto hipotezę o powiązaniu rozmieszczenia plam gorąca z
rozmieszczeniem c-oceanów (L. Czechowski 1994). Najłatwiej do płaszcza
ciepło dopływa przez c-oceany, gdzie brak jest izolującej warstwy, stąd teŜ nad
c-oceanami tworzą się wznoszące prądy konwekcyjne (zwane pióropuszami
płaszcza – plumes), które przebijają się przez cały płaszcz, dopływają od spodu

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika:

Zgłoś jeśli naruszono regulamin