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Mantelkonvektion

Das isoviskose Referenzmodell

Mantelkonvektion und globale Plattenbewegung werden von thermischen Auftriebskräften angetrieben, die aus Dichteunterschieden im tieferen Erdmantel resultieren. Zwei weithin anerkannte Beweise zeigen, dass diese Dichteunterschiede durch eine Wellenstruktur mit langer Wellenlänge beschrieben werden können: Zum einen hat das nicht-hydrostatische Schwerefeld der Erde (der Geoid) ein tiefrotes Spektrum. Das heißt, die Form des Geoid wird von langen Wellenlängenkomponenten dominiert (also Kugelfunktionen zweiter und dritter Ordnung), die Wellenlängen zwischen 10000 und 20000 km repräsentieren. Der zweite Beweis wird in Kartierungen seismischer Geschwindigkeitsunterschiede im tiefen Mantel gesehen, die auch ein rotes Spektrum darstellen.


Simulation isoviskoser Mantelkonvektion

Das Vorherrschen großer Größenordnungen in der Konvektion ist eine fundamentale Randbedinung für die Geodynamik, weil simple strömungsmechanische Modelle eine Konvektionsstruktur (die Geometrie der Konvektionszellen) ergeben, die durch wesentlich kürzere Längenskalen als die Tiefe des Erdmantels beschrieben werden. Es handelt sich um die Größenordnung von 3000 km, die auch in der isoviskosen Simulation (s. Abbildung unten) wiedergespiegelt wird.

Rechts ist das Temperaturfeld einer inkompressiblen Flüssigkeit in einer Momentaufnahme abgebildet. Die Aufnahme zeigt den Fluss in einem Erdmantelmodell mit internen Wärmequellen und einer Reynoldszahl von Null. Die Rayleighzahl bei interner Wärmeerzeugung beträgt 4 x 107. Blau kennzeichnet kalte Zonen und rot warme Zonen. Die oberen 200 km ungefähr die Tiefe des oberen Temperaturgrenzschicht) sind nicht abgebildet, wodurch die Sicht auf die Konvektionsstruktur unterhalb der Grenzschicht freigegeben wird. Das isoviskose Referenzmodell zeigt punktartige Abwärtsströme aus der oberen Grenzschicht und Konvektionszellen relativ kurzer Wellenlänge, ganz anders als es in der Erde der Fall sein sollte.

Tiefenabhängige Viskosität


Konvektion mit Viskosität proportional zur Tiefe

Eine Zunahme der Viskosität im unteren Mantel in Bezug auf den oberen Mantel wird u. a. durch Studien der nacheiszeitlichen Hebungen, Rotationsbewegungen im Erdmantel und Modellen des Erdgeoids unterstützt. Diese Zunahme resultiert in einer dramatischen Veränderung der Konvektionsstruktur. In der rechten Abbildung sehen wir, dass die isolierten punktartigen Kaskaden durch lange planare, schichtartige Abströme verdrängt werden, die den ausgedehnten Subduktionszonen auf der Erdoberfläche ähneln.

Hier wird das Temperaturfeld eines inkompressiblen und nur von innen geheizten Mantelflusses (Reynoldszahl = 0) in einer zeitlichen Momentaufnahme gezeigt. Die oberen 200 km werden nicht dargestellt. Blau repräsentiert kalt und rot warm. Alle Parameter sind identisch zu dem o. g. isoviskosen Referenzmodell bis auf die um einen Faktor 30 größere Viskosität des unteren Mantels, wie die Studien über den Geoid vorschlagen. Die Konvektionsstruktur wird von schichtartigen Abwärtsströmen dominiert.

Man mag sich fragen, ob die Veränderung der Konvektionsstruktur von der Stärke der Konvektionsstärke oder der Rayleigh-Zahl abhängt. Man kann zeigen, dass dies beides nicht der Fall ist. Konvektion mit zur Tiefe proportionale Viskosität wie in der Erde ist daher grundlegend verschieden von Konvektion in einem isoviskosen Modell des Mantels.

Andere Effekte


Simulation von Konvektion in einem
kompressiblen Mantel

Es gibt viele andere Effekte, die Konvektion im Erdmantel beeinflussen: Bruchstellen in Platten, stark veränderliche Viskosität, Veränderungen in Mineralphasen und sowohl interne Erwärmung (z. B. durch Radioaktivität) als auch Erwärmung von unten aus dem Erdkern. Leider sind viele dieser Effekte momentan weder durch beobachtete noch durch experimentelle Daten gut eingegrenzt. Daher ist es für geodynamische Modellierung wichtig diese Effekte so scharf wie möglcih zu isolieren, bevor man aufwändige geodynamische Modelle mit Beobachtungen der seismischen Geschwindigkeitsunterschiede, des Geoids, geochemischen Daten usw. vergleicht.

Drei potenziell bdedeutsame Effekte wurden bislang in den vier unten abgebildeten Simulationen systematisch untersucht:
1.tiefenabhängige Viskosität 2. endotherme Phasenübergänge 3. Erwärmung von unten bzw. innen Wir modellieren 3-D kugelgeometrische Konvektion in einem kompressiblen Fluid (in der Näherung einer anelastischen Flüssigkeit) bei einer Rayleighzahl von 108, also in der Nähe der dynamischen Region des Erdmantels. Ein isoviskoses, von innen erwärmtes Referenzmodell zeigt punktartige Abwärtsströngen aus der kühleren oberen Grenzschicht, ein blaues thermisch heterogenes Spektrum (mit kurzen räumlichen Skalen) und geringe aber schnelle Variationen im Fluss. Erwärmung von unten hat die vorhersagbare Wirkung, dass eine thermische Grenzschicht als Basis für den Mantel hinzugefügt wird. Wir verwenden eine Clapeyrongerade mit ? = - 4 MPa/K für den Phasenübergang bei 670 km mit der Wirkung, dass für den Auftribesparameter P = - 0,112 gilt. Dieser Phasenübergang bewirkt, dass sowohl Auf- als auch Abtrieb in der Übergangszone beeinträchtigt werden. Er hat hingegen wenig Einfluss auf die inhärente Zeitabhängigkeit des Flusses und nur einen geringfügig rotverschiebenden Effekt auf das heterogene Spektrum. Grö&szligereWerte für P resultieren in stärkeren Effekten, aber unsere Wahl für P ist bereits zu groß um noch repräsentativ für die Übergangszone zu sein. Im Unterschied dazu bewirkt eine moderate Erhöhung der Mantelviskosität um den Faktor 30 in einer Konvektionsstruktur, die von langen, lineaen Abströmen, einem roten Spektrum und großer zeitlicher Stabilität. Kombinationen aller drei Effekte sind erstaunlich vorhersagbar in Bezug auf Modelle, die einzelne Effekte beinhalten. Und der Effekt der tiefenabhängigen Viskosität ist anscheinend auch beherrschend.

a) Hier wird eine superadiabatische Temeperatur für ein kompressibles, nur von innen erwärmtes, isoviskoses Referenzmodell der Mantelkonvektion mit Ra = 1,1 x 108 gezeigt. Blau ist kalt, rot ist warm. Die obersten 200 km des Mantels sind zur besseren Erkennbarkeit der Temperaturen unterhalb der Grenzschicht entfernt worden. Einzelne abwä,rts strömende Plumes aus der oberen Grnezschicht dominieren die Konvektionsstruktur.
b) Wie a) bis auf die Addition von 38 % Erwärmung von unterhalb aus einem isothermen Erdkern. Die Konvektion wird von einem hauptsächlich achsensymmetrischen Plume aus der unteren thermischen Grenzschicht beeinflusst.
c) Wie a) bis auf die Addition eines endothermen Phasenübergangs bei 670 km mit ? = - 4 MPa/K. Abströme enden in der Übergangszone. bevor sie in den unteren Mantel eintreten.
d) Fall schichtweise wechselnder Viskosität: wie a) bis auf eine Viskosität, die im unteren Mantel um einen Faktor 30 vergrößert wurde. Die Konvektionsstruktur besteht vorrangig aus langen, linear abströmenden Schichten.

von Richard BennettZuletzt verändert: 07.09.2006 21:53
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Ausgedruckt am 22.02.2020 11:43