Astronomie

Je v Marsu plášť?

Je v Marsu plášť?


We are searching data for your request:

Forums and discussions:
Manuals and reference books:
Data from registers:
Wait the end of the search in all databases.
Upon completion, a link will appear to access the found materials.

Mars je diferencovaný, má jádro, plášť a kůru. Na Marsu nejsou (již žádná) desková tektonika. Znamená to, že v plášti není žádná konvekce? Mohla by v plášti být konvekce, aniž by to způsobilo deskovou tektoniku?


Existuje několik způsobů, jak se na to podívat.

Jedním z poměrně jednoduchých způsobů je výpočet Rayleighova počtu marsovského pláště. Rayleighovo číslo je bezrozměrné číslo definované jako:

$ Ra = dfrac { rho g alpha Delta T d ^ 3} { eta kappa} $

kde $ rho $ je hustota pláště, $ g $ je gravitační zrychlení, $ alpha $ je koeficient tepelné roztažnosti, $ Delta T $ je rozdíl teplot přes konvektivní vrstvu tloušťky $ d $, $ eta $ je viskozita a $ kappa $ tepelná difuzivita. Obecně se má za to, že ke konvekci dochází, když $ Ra> 1000 $a vyšší $ Ra $ znamenat energičtější konvekci. $ Ra $ pro Mars se odhaduje na $10^6$ autor: Mulyukova & Bercovici 2020 (ve srovnání s $10^7$ pro Zemi), což znamená, že v plášti Marsu existuje konvekce, i když méně energická než na Zemi.

Dalším přístupem je podívat se na některé geologické rysy Marsu, které mohou omezovat vnitřní dynamiku planety. Například nedávno aktivní sopky s bodovým zdrojem, jako je Olympus Mons, naznačují přítomnost oblaku pláště - tedy konvekce stoupající zespodu (Li & Kiefer 2007). Podobně přítomnost oblaků / konvekcí pláště může vysvětlit rozdíly v tloušťce litosféry (Kiefer & Li 2009).

Studie Stern et al. (2017) použili vulkanismy, poruchy a dopady k definování „Tektonického indexu aktivity“ (TAI) pro 26 planetárních těles v rozmezí od 0 do 3. Zjistili, že Mars má TAI 2, méně než Země a Venuše (3) , ale stále je z nich vyvozováno, že jsou „tektonicky a konvekčně aktivní“ (těla s TAI <2 jsou odvozena jako tektonicky mrtvá). Myslí si, že Mars ve skutečnosti představuje přechod mezi aktivními a mrtvými těly:

Současný tektonický styl Marsu představuje téměř úplně stabilizované stagnující víčko [SL]. Jediný oblak pláště, který vyléval lávu na stejná místa po stovky milionů let, zde způsobil obrovský vzestup Tharsis a sopky (Zuber, 2001). Když tyto poslední chocholy pláště uhasnou, tektonický styl přechází do závěrečné fáze SL - planetoidní smrt. Tato fáze je typická Merkurem a zemským měsícem, těly s ultravysokými, ultrastabilními litosférami

Možný vývoj magmatotektonických stylů pro velké silikátové těleso, jako je Země. Desková tektonika vyžaduje, aby se vyvinuly určité podmínky litosférické hustoty a síly, a je pravděpodobné, že bude předvídána a následována stagnující víkovou tektonikou. After Stern et al. (2017) (CC BY-NC-ND 4.0)


Je Mars stále vulkanicky aktivní? Nová studie říká možná

Orbitální pohled z Mars Express na Olympus Mons, nejvyšší sopku na Marsu, táhnoucí se asi 22 km nad červenými marťanskými pláněmi. Olympus Mons je 2 1/2krát vyšší než Mount Everest! Obrázek přes ESA / Justin Cowart.

Je Mars stále vulkanicky aktivní? Na první pohled by se to nezdalo, protože nikdy nebyly pozorovány žádné erupce z žádné z četných sopek, které tečkovaly po jejím pouštním povrchu. Nedávné nálezy z přistávacího modulu NASA InSight # 8217 ukázaly, že v podzemí stále existuje alespoň nějaká zbytková geologická aktivita, ale ve formě marsquakes. Nyní nově ohlášená studie marťanského meteoritu poskytla první důkaz toho, co vědci nazývají konvekcí magmatu na Marsu & # 8211, stoupání a klesání proudů v roztaveném materiálu pod povrchem Marsu & # 8217 & # 8211, ke kterému došlo na planetě & # 8211 Plášť 8217 před několika stovkami milionů let. Možná, že k tomuto pomalému rolování magmatu pod kůrou Marsu a # 8217 dochází dodnes.

Nové recenzované nálezy byly publikovány v Meteoritika a planetární věda 7. května 2020.

Zajímavé výsledky & # 8211 hlášené v ScienceAlert od Michelle Star 11. května 2020 & # 8211 pocházejí z nové studie meteoritu Tissint Marsu. Marťanský meteorit je hornina vyvržená z Marsu, pravděpodobně nárazovou událostí, která prošla meziplanetárním prostorem a nakonec přistála na Zemi. Meteorit Tissint, který byl nalezen v Maroku 18. července 2011, pochází z hlubin Marsu. Tissint již byl předmětem mnoha studií, ale tentokrát vědci našli něco překvapivého. Meteorit obsahoval krystaly olivinu, horninotvorných minerálů, které se běžně vyskytují v kůře Země.

Když byly tyto krystaly podrobněji prozkoumány, bylo zjištěno, že se mohly tvořit pouze při měnících se teplotách v proudech proudění magmatu.

Vnitřní struktura Mars & # 8217: jádro, plášť, kůra a atmosféra. Obrázek přes IPGP / David Ducros / SEIS. Schéma možné magmatické komory na starověkém Marsu. Meteorit Tissint mohl pocházet z takového místa, pod povrchem Marsu a # 8217. Obrázek prostřednictvím Mari et al. / Meteoritics & amp Planetary Science, 2020 / ScienceAlert.

Krystaly jsou odhadem 674 až 582 milionů let staré, geologicky poměrně mladé, takže z toho vyplývá, že Mars byl v té době stále vulkanicky aktivní. Řekl planetární geolog Nicola Mari z University of Glasgow ScienceAlert:

Na Marsu nebyly žádné předchozí důkazy o konvekci, ale otázka „Je Mars stále vulkanicky aktivní planetou?“ Byla dříve zkoumána pomocí různých metod. Toto je však první studie, která prokazuje aktivitu ve vnitřku Marsu z čistě chemického hlediska na skutečných marťanských vzorcích.

Krystaly olivínu by se vytvořily uvnitř magmatické komory hluboko pod zemí. Olivín je běžný v plášti Země a # 8217 a dokonce i v meteoritech. Vědci si ale všimli něčeho zvláštního na krystalech olivínu v Tissintu. Měli nepravidelně rozmístěné pásy složené z fosforu. Jedná se o známý proces na Zemi, nazývaný zachycování rozpuštěných látek, kde během rychlého tuhnutí může být rozpuštěná látka (látka rozpuštěná v roztoku) začleněna do pevné fáze v koncentraci významně odlišné od koncentrace předpovězené rovnovážnou termodynamikou.

Tissintský meteorit. Obrázek přes Alain Herzog / EPFL.

K tomu dochází, když rychlost růstu krystalů překročí rychlost, při které může fosfor difundovat taveninou, a tak je fosfor povinen vstoupit do krystalové struktury namísto plavání v kapalném magmatu. V magmatické komoře, která generovala lávu, kterou jsem studoval, byla konvekce tak energická, že se olivíny velmi rychle přesunuly ze spodní části (teplejší) do horní (chladnější), což pravděpodobně vedlo k rychlosti ochlazování 15–30 stupňů Celsia za hodinu [asi 27–55 stupňů Fahrenheita] pro olivíny.

Marťanský meteorit Tissint je neobvyklý ochuzený olivín-fytický shergotit, údajně získávaný z taveniny odvozené od pláště v hluboké magmatické komoře. Zde vykazujeme údaje o hlavních a stopových prvcích pro olivín a pyroxen Tissint a pomocí těchto dat poskytujeme nové pohledy na dynamiku komory Tissint magma. Přítomnost nepravidelně rozmístěných oscilačních pásů obohacených fosforem (P) v olivínu spolu s geochemickými důkazy naznačujícími uzavřený magmatický systém znamená, že olivínová zrna byla vystavena zachycování solutů způsobenému energickou konvekcí krystalů v magmatické komoře Tissint. Vypočtené ekvilibrační teploty pro nejčasnější krystalizující (antecrystic) olivínová jádra naznačují teplotu zdroje magmatu Tissint 1680 stupňů Celsia [3056 stupňů Fahrenheita] a teplotu místního marťanského pláště 1560 stupňů Celsia [2840 stupňů F] během pozdního amazonského období je v souladu s okolní teplotou pláště Archean Země.

Jak vědci vědí, že meteorit pochází původně z hlubiny pod kůrou Marsu a # 8217? Větší krystaly olivínu obsahovaly stopy niklu a kobaltu. To spolu s předchozími důkazy ukazuje, že meteorit musel být kdysi součástí horniny 40 až 80 kilometrů pod povrchem.

Falešné barevné rentgenové snímky 2 tenkých částí meteoritu Tissint. Vložené krystaly olivínu jsou označeny OI. Obrázek prostřednictvím Mari et al. / Meteoritics & amp Planetary Science, 2020 / Wiley Online Library.

Se všemi těmito daty mohli vědci odhadnout teploty v marťanském plášti v době, kdy se krystaly poprvé vytvořily. Během pozdního amazonského období přišli s 1 560 stupni Celsia (2 840 stupňů F). To je mnohem teplejší, než se dříve myslelo, téměř tak horké jako 1650 stupňů Celsia (3002 F) během Archean Eon na Zemi, před 4 až 2,5 miliardami let. Toto je geologicky dost nedávné na to, aby naznačilo, že Mars může mít i dnes aktivní konvekci magmatu. Mari řekla:

Opravdu si myslím, že Mars by dnes mohl být stále vulkanicky aktivním světem, a tyto nové výsledky k tomu směřují. Možná nebudeme vidět sopečnou erupci na Marsu příštích 5 milionů let, ale to neznamená, že planeta je neaktivní. Mohlo by to jen znamenat, že načasování mezi erupcemi mezi Marsem a Zemí je jiné, a místo toho, abychom viděli jednu nebo více erupcí za den (jako na Zemi), mohli bychom vidět marťanskou erupci každých n-milionů let.

Mars tedy dnes může být vulkanicky aktivní & # 8211 jako v nedávné geologické době & # 8211, ale erupce jsou podle vědců rozmístěny daleko od sebe, o několik milionů let. Bylo by úžasné vidět sopečnou erupci na Marsu, protože největší sopky planety # 8217 jsou mnohem větší než ty na Zemi. Olympus Mons, největší ze všech, je vyšší než Mount Everest!

Nicola Mari z University of Glasgow, hlavní autorka nové studie. Obrázek přes Twitter.

V roce 2014 bylo oznámeno, že meteorit Tissint může obsahovat stopy dávné mikrobiální aktivity. Podle Philippe Gilleta, ředitele laboratoře Země a planetárních věd École Polytechnique de Lausanne (EPFL, Švýcarsko):

Trvat na jistotě je nerozumné, zejména pokud jde o tak citlivé téma. Jsem zcela otevřen možnosti, že by jiné studie mohly být v rozporu s našimi poznatky. Naše závěry jsou však takové, že oživí debatu o možné existenci biologické aktivity na Marsu - alespoň v minulosti. Zatím neexistuje žádná jiná teorie, která by byla pro nás přesvědčivější.

Zatímco je porota stále mimo dohled nad možnými stopami života, Tissint přinejmenším ukázal, že Mars byl kdysi geologicky mnohem aktivnější než nyní.

Závěr: Nová studie starověkého marťanského meteoritu naznačuje, že Mars byl před několika stovkami milionů let vulkanicky aktivní, než se dříve myslelo, a může být aktivní i dnes.


Fakta o planetě

Proudění je kruhový pohyb v kapalině, když je v nejednotné teplotě, která je založena na gravitaci a rozdílu v její hustotě. Zatímco u kapalin je obecně nejvíce patrné proudění, stejný pohyb platí i pro plyny. V astronomii se konvekce obecně týká pohybu plynů v důsledku tepla a gravitace. Tento pohyb zahrnuje jak přenos tepla, tak hmoty. Ve hvězdných tělesech dochází ke konvekci, když je teplejší. Tento pohyb plynů zahrnuje také přenos energie.

Konvekce ve velkých hvězdných tělesech, jako jsou hvězdy, nastává, když se horké plyny z jádra pohybují ven a uvolňují svou energii, zatímco chladnější plyny z vnější oblasti hvězdy se pohybují zpět do oblasti teplejšího jádra. Tento jev odpovídá tomu, jak hvězdy vyzařují teplo a energii.

Konvekce je také patrná v atmosférách planet, kde se velké části atmosféry běžně pohybují z horkých oblastí a chladnějších oblastí. V tomto případě horký vzduch nebo plyny stoupají v důsledku snížení hustoty a nakonec ochlazují, když spotřebují své teplo a energii a pohybují se opět dolů, aby se zahřály povrchem a začínají cyklus znovu. Klíčovým konceptem v porozumění konvekci je zákon o kombinovaném plynu, který stanoví vztah mezi teplotou, tlakem a objemem.


Je v Marsu plášť? - Astronomie

Data z kosmických lodí spolu s pozorováními na Zemi získanými za posledních čtyřicet let odhalily mnoho podobností mezi čtyřmi vnitřními planetami. Obecně se uznává, že Merkur, Venuše, Země a Mars vznikly narůstáním ve sluneční mlhovině na základě jejich podobného povrchového věku, hustoty a směru otáčení kolem Slunce. Protože čisté chlazení Země je do značné míry řízeno konvekcí pláště, je pravděpodobné, že konvekce pláště také hrála roli v tepelném vývoji Merkuru, Venuše a Marsu. Existují implicitní důkazy o vnitřní konvekci na Zemi kvůli oceánským hřebenům a pohybům povrchových desek, je však obtížné určit, zda ostatní vnitřní planety zažívají nebo zažily konvekci pláště. Předpoklad planetárních vědců je takový, že velká suchozemská tělesa obsahující koncentrace radiogenních zdrojů tepla srovnatelných se zdroji Země musí nějakým způsobem přenášet své vnitřní teplo do kůry podobným způsobem jako Země. Protože únik tepla pravděpodobně pohání tepelnou konvekci v plášti, je nepravděpodobné, že by konvekce pláště na jiných pozemských planetách neexistovala. Možné formy konvekce na Merkuru, Venuši a Marsu jsou události převrácení pláště, konvekce v malém měřítku, konvekce řízená hranami, obruby plášťů a lokalizovaná konvekce vyvolaná nárazem.

V tomto výzkumu je zkoumána možnost konvekce na Marsu a Merkuru a její důsledky pro tepelný vývoj každé planety. Zejména je řešena role oblaku (plášťů) pláště při tvorbě Tharsis Rise, Marsu a pomalé konvekce v Merkurianském plášti jako prostředku k udržení jádra dynama. Planeta Venuše je složitější kvůli vysoké teplotě a tlaku na povrchu. Konvekce pláště na Venuši pravděpodobně existuje, ale nedostatek deskové tektoniky zakazuje účinné chlazení pláště. Specifickými tématy, které je třeba řešit prostřednictvím modelování tepelné evoluce, jsou účinek vysokých povrchových teplot na konvekci pláště a to, zda dynamické procesy z pláště mohou podporovat pozorovanou vysokou topografii. Protože 1D numerické modely zjednodušují úplné rovnice pohybu konvektome, využívá tento výzkum 2D kartézské, 2D sférické osy symetrické a 3D sférické geometrie.


Další soubory a odkazy

  • APA
  • Standard
  • Harvard
  • Vancouver
  • Autor
  • BIBTEX
  • RIS

Evoluce Marsu. / Dohm, J. M. Miyamoto, H. Maruyama, S. Baker, V. R. Anderson, R. C. Hynek, B. M. Robbins, S. J. Ori, G. Komatsu, G. Maarry, M. R. El Soare, R. J. Mahaney, W. C. Kim, K. J. Hare, T. M.

Mars: Evolution, Geology and Exploration. Nova Science Publishers, Inc., 2013. str. 1-33.

Výsledky výzkumu: Kapitola v knize / Zprávě / Konferenční konference ›Kapitola

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a Fáze 8 - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů. Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v několika provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie jako Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium . ",

N1 - Autorská práva: Copyright 2014 Elsevier B.V., Všechna práva vyhrazena.

N2 - Zastřešující geologická hypotéza, GEOMARS, souvisle vysvětluje mnoho aspektů geologické historie Marsu. To zahrnuje starodávné geologické terény, které zahrnují pohoří, strukturálně kontrolované pánve, vysoce degradované ostrohy, magnetické anomálie a skládané sekvence sedimentárních ložisek obsahující pánev. Tato teorie navíc objasňuje stále více realizovanou mineralogicky různorodou planetu, mořské, jezerní, fluviální, eolianské a ledovcově tvarované krajiny a superplumy, které dominovaly v geologických, hydrologických a klimatických dějinách po více než 3,5 Ga až do současnosti. Hypotéza zahrnuje osm hlavních fází marťanského geologického vývoje (od nejstaršího po nejmladší): Fáze 1 - krátce po narůstání se Mars diferencuje na tekuté kovové jádro, hranici pláště (MBL) vysokotlakých silikátových minerálních fází, horní plášť, magma oceán, tenká komatiitická kůra a konvekční parní atmosféra Fáze 2 - Mars ochlazuje, aby kondenzoval svou parní atmosféru a transformuje svůj režim konvekce pláště na deskový tektonismus subdukce oceánské kůry bohaté na vodu iniciuje obloukový vulkanismus a přenáší vodu, uhličitany a sírany do plášť Fáze 3 - iniciuje jádro dynama, s přidruženou magnetosférou a možnou fotosyntetickou produkcí kyslíku Fáze 4 - akumulace zahuštěné kontinentální kůry a subdukce hydratované oceánské kůry do mezní vrstvy pláště a spodního pláště Marsu pokračuje Fáze 5 - jádro dynamo se zastaví během noachiánského těžkého bombardování, ale deskový tektonismus pokračuje 6. etapa - velké nárazy vytvářející povodí mají za následek Hellas, Argyre, Isidis a Chryse Stage 7-deskový tektonismus končí a superplém Tharsis (

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a Fáze 8 - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů. Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v několika provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie jako Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium .

AB - Zastřešující geologická hypotéza, GEOMARS, souvisle vysvětluje mnoho aspektů geologické historie Marsu.To zahrnuje starodávné geologické terény, které zahrnují pohoří, strukturálně kontrolované pánve, vysoce degradované ostrohy, magnetické anomálie a skládané sekvence sedimentárních ložisek obsahující pánev. Tato teorie navíc objasňuje stále více realizovanou mineralogicky různorodou planetu, mořské, jezerní, fluviální, eolianské a ledovcově tvarované krajiny a superplumy, které dominovaly v geologických, hydrologických a klimatických dějinách po více než 3,5 Ga až do současnosti. Hypotéza zahrnuje osm hlavních fází marťanského geologického vývoje (od nejstaršího po nejmladší): Fáze 1 - krátce po narůstání se Mars diferencuje na tekuté kovové jádro, hranici pláště (MBL) vysokotlakých silikátových minerálních fází, horní plášť, magma oceán, tenká komatiitická kůra a konvekční parní atmosféra Fáze 2 - Mars ochlazuje, aby kondenzoval svou parní atmosféru a transformuje svůj režim konvekce pláště na deskový tektonismus subdukce oceánské kůry bohaté na vodu iniciuje obloukový vulkanismus a přenáší vodu, uhličitany a sírany do plášť Fáze 3 - iniciuje jádro dynama, s přidruženou magnetosférou a možnou fotosyntetickou produkcí kyslíku Fáze 4 - akumulace zahuštěné kontinentální kůry a subdukce hydratované oceánské kůry do mezní vrstvy pláště a spodního pláště Marsu pokračuje Fáze 5 - jádro dynamo se zastaví během noachiánského těžkého bombardování, ale deskový tektonismus pokračuje 6. etapa - velké nárazy vytvářející povodí mají za následek Hellas, Argyre, Isidis a Chryse Stage 7-deskový tektonismus končí a superplém Tharsis (

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a Fáze 8 - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů. Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v několika provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie jako Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium .


Sondování pláště správnými skalami a správnými experimenty

Jak je uvedeno výše, planetární čediče jsou spolehlivými sondami složení interiéru. Problémem je, že záznam složení pláště je méně čitelný pro všechno, co se stalo s magmatem, když migrovalo z rodiště pláště na povrch (částečná krystalizace v hloubce, reakce se staršími kůrovými horninami) a jak byl krystalický čedič ovlivněn povrchem procesy, jako jsou reakce s povrchovou vodou. To vede kosmochemiky k hledání primárních magmat a mdashrocků, jejichž hromadné chemické složení představuje částečnou taveninu pláště. Je to jako hledat Svatý grál. Jakmile budou nalezeny, lze experimenty a geochemické modelování použít k odvození klíčových parametrů složení o plášti a o tlaku (tedy hloubce) a teplotě, při které se magma vytvořilo.

Geochemici identifikují primární magma hledáním vyvřelých hornin (téměř vždy lávové proudy), které mají vysoký Mg / (Mg + Fe), a to jak v hromadné chemické analýze, tak v analýzách vnitřků krystalů olivínu. Vysoký obsah Mg / (Mg + Fe) naznačuje, že došlo k malé frakční krystalizaci. Kromě toho jsou prvky, které snadno přecházejí do olivinu (obvykle mezi prvními minerály, které krystalizují), jako je nikl a chrom, vyšší než ve vyvinutých magmatech, u kterých došlo k frakční krystalizaci. Primární taveniny jsou ideální pro použití experimentů při vysoké teplotě a tlaku k nalezení podmínek, za kterých dva nebo více minerálů koexistují s taveninou (magma). Tlak a teplota, když k tomu dojde v experimentech, poskytují dobrý odhad tlaku a teploty v interiéru, tedy pro hloubku původu. Kromě toho složení minerálů poskytuje údaje o chemickém složení interiéru, jako je vysoce užitečný Mg / (Mg + Fe). Vidět P S R D článek: Mačkání meteoritů k odhalení marťanského pláště.

Čtyři meteority byly považovány za primární nebo blízké. Na základě experimentů používajících směsi prášků se složením meteoritů se zdá, že se tato primární magma oddělila od svých zdrojových oblastí pláště při tlacích odpovídajících hloubkám mezi 90 a 150 kilometry (viz diagram níže). Toto je v horním plášti, což je pro ně zcela rozumné místo pro částečné roztavení. Poměrně málo hornin bylo analyzováno pomocí nástrojů na palubách roverů Spirit a Opportunity, ale pouze dva (pojmenované Fastball a Humphrey) byly použity pro experimenty s více saturacemi. Zdá se, že se oddělili od svých zdrojových oblastí pláště v hloubkách 80 až 100 kilometrů.

Experimentální a vypočítané tlaky (tedy hloubky, pravá osa) a teploty, při kterých se formovaly marťanské horniny. Zahrnuty jsou meteority (zelené symboly) a povrchové horniny. Odvozené hloubky odpovídají hornímu plášti Marsu. Přerušovaná čára ukazuje, jak se počáteční teplota tání složení W & aumlnke-Dreibus Mars mění s tlakem (hloubkou), což je založeno na experimentech. Kvůli vyššímu FeO a alkalickým prvkům na Marsu by podobná křivka pro Zemi byla o 30 až 50 stupňů Celsia teplejší. Plné čáry jsou příklady toho, jak se teplota balíku hornin uvnitř Marsu mění, pokud se pohybuje z nižšího na vyšší tlak, aniž by došlo ke ztrátě tepla, teplotní rozdíl vyplývá z práce provedené komprimací nebo rozšířením balíku. Dohromady tyto údaje a výpočty naznačují, že marťanská čedičová magma oddělená od jejich zdrojových oblastí pláště v hloubkách mezi 80 a 150 kilometry.

Justin Filiberto (Southern Illinois University) a Rajdeep Dasgupta (Rice University) informovali o geochemických výpočtech založených na experimentech s rozdělováním prvků. Výpočty ukazují na formaci v hloubkách 50 až 160 km. Filiberto a Dasgupta rovněž odhadli, že se čediče začaly tát (pravděpodobně ve stoupajících oblacích horkého pláště) v hloubkách od 230 do 425 kilometrů a že marťanský plášť, dokonce již v období Noachia (před více než 3,5 miliardami let) , byl až o 200 stupňů Celsia chladnější než plášť rané Země. To je v souladu s rychlejším ochlazováním menšího tělesa, ale vyvolává otázky o tom, jak by se oblasti zdroje pláště pro mladé šergotity (všechny mladší než 500 milionů let) mohly dostatečně zahřát, aby se roztavily.

Byl načrtnut široký příběh tání v marťanském plášti, ale podrobnosti nebyly vyplněny. Koncentrace alkalických prvků (zejména draslíku a sodíku) ovlivňují teplotu tání, ale neznáme jejich množství, jak se mění v celém plášti a kolik se nachází v kůře. To výrazně ovlivňuje teploty tání pláště a to, jak se mohly časem měnit kvůli přenosu alkálií na povrch. Ve skutečnosti neznáme rychlost, jakou byly z pláště extrahovány prvky produkující teplo, draslík, uran a thorium a ukládány do rostoucí kůry, což dále zakrývalo náš pohled na vývoj pláště. Konference obsahovala zajímavé diskuse o přenosu tepla z jádra do pláště a dokonce i zpět a historii konvekce v kovovém jádru. Hlavní nejistotou při výrobě magmatu v plášti je role dopadů raných dějin Marsu, jak o nich pojednává James Roberts (Laboratoř aplikované fyziky na Univerzitě Johna Hopkinse). Herb Frey (Goddard Space Flight Center) identifikoval 20 nárazových nádrží větších než 1 000 kilometrů a pět nárazových nádrží větších než 2 500 kilometrů, které se všechny formovaly na počátku historie Marsu, kdy byla vyrobena většina kůry. (Viz část povodí v P S R D článek: Mladší věk nejstaršího marťanského meteoritu.)


Konvekce pláště na suchozemských planetách

Všechny skalní planety v naší sluneční soustavě, včetně Země, se zpočátku formovaly mnohem tepleji než jejich okolí a od té doby se ochladily do vesmíru po miliardy let. Výsledné teplo uvolněné z planetárních interiérů pohání konvektivní tok v plášti. Plášť je často nejobjemnější a / nebo nejtvrdší částí planety, a proto působí jako překážka přenosu tepla, což určuje rychlost ochlazování planety. Tok pláště pohání geologickou aktivitu, která modifikuje planetární povrchy prostřednictvím procesů, jako je vulkanismus, orogeneze a rifting. Na Zemi jsou hlavní konvekční proudy v plášti identifikovány jako horké zbytky, jako jsou oblaky pláště, desky klesající za studena a pohyb tektonických desek na povrchu. Na jiných pozemských planetách v naší sluneční soustavě je tok plášťů většinou skryt pod skalnatým povrchem, který po relativně dlouhou dobu stagnuje. I když se tyto planetární povrchy neúčastní konvekční cirkulace, deformují se v reakci na proudy pod pláštěm a vytvářejí geologické rysy, jako jsou korony, sopečné lávové proudy a vráskové hřebeny. Kromě toho je výměna materiálu mezi vnitřkem a povrchem, například tavením a vulkanismem, důsledkem cirkulace pláště a nepřetržitě mění složení pláště a nadloží. Konvekce pláště řídí geologickou aktivitu a tepelný a chemický vývoj suchozemských planet a porozumění fyzikálním procesům konvekce nám pomáhá rekonstruovat historii planet po miliardy let po jejich vzniku.

Klíčová slova

Předměty

Konvekce pláště

Interiéry pozemských planet sestávají ze tří hlavních vrstev: kovové jádro uprostřed překrývá skalní plášť, který je zase obklopen skalní kůrou. Přesné složení a tloušťky těchto vrstev a jejich tepelný a chemický vývoj v čase se liší od planety k planetě v závislosti na jejich velikosti, vzdálenosti od slunce, historii formování a dalších faktorech. Společné pro všechny pozemské planety v naší sluneční soustavě a dokonce i pro některé z jejích větších měsíců je však to, že jejich pláště procházejí konvektivními pohyby, přičemž horký vznášející se materiál stoupá z hlubokého nitra a těžký studený materiál blízko povrchu klesá.

Konvekce pláště je dominantní mechanismus, kterým planety chladnou a procházejí chemickou segregací. Tok pláště indukuje pohyb v nadložní kůře, což může vést k takovým jevům, jako jsou sopky, zemětřesení a (jedinečně pro Zemi) desková tektonika. Konvekce pláště nakonec řídí vývoj planetárních povrchů a interiérů.

Základní vlastnosti jakéhokoli konvekčního systému zahrnují studené a horké hranice (např. Vnější a vnitřní hranice pláště) a tekutinu mezi dvěma hranicemi, na které gravitace působí, aby pohybovala horkým a studeným materiálem. Svislé proudy pro horký a studený spodní odpor jsou spojeny podél vodorovných hranic horkými a studenými tepelnými mezními vrstvami (TBL): horký TBL dole a studený TBL nahoře. TBL jsou místa, kde se teplo rychle vede přes hranice do nebo z konvekčně míchaného pláště. Velké tepelné přechody napříč TBL, na rozdíl od postupného zvyšování teploty shora dolů, je to, co dělá tepelnou konvekci tak účinným mechanismem přenosu tepla.

V planetárních pláštích mohou konvekční proudy deformovat a chemicky modifikovat horní a dolní hranice, jejich účinek na planetární povrchy je zvláště zajímavý, protože tuto část lze nejsnadněji pozorovat a použít k interpretaci fungování základního pláště. Například horké proudy pláště nahoru mohou generovat povrchový zdvih, viděný jako topografické výšky, nebo vyvolat vulkanickou aktivitu, když se horký materiál roztaví a vybuchne, když se blíží k povrchu. Extrudované lávy na planetových površích zaznamenávají přítomnost a vývoj oblastí horkých plášťů a lze je použít k odvození teploty, chemie a rychlosti proudění pláště. Podobně mohou proudy downwelling vést k topografickým minimům, protože materiál potopeného pláště táhne povrch zespodu. V možná ojedinělém případě Země je horní studená tepelná mezní vrstva rozdělena na tektonické desky, které se vzájemně pohybují a klesají do pláště v subdukčních zónách. Rychlost, jakou planeta recykluje studený materiál do pláště, do značné míry určuje jeho rychlost ochlazování.

Přirozeně je k dispozici více pozorování pro zemský povrch a plášť než pro jiné planety. Naše chápání planetárních interiérů a jejich povrchových projevů je tedy do značné míry formováno tím, co je známo o naší domovské planetě, a také pochopením základních procesů, které řídí konvekci pláště, jako je fyzika přenosu tepla a deformace hornin. .

V následujícím textu jsou popsány různé složky konvekčního proudění pláště na Zemi, které sledují trajektorii materiálu při tvorbě tektonických desek procházejících zemským povrchem, které se potom ponoří do pláště jako studené subdukční desky, které nakonec narážejí a tečou bočně podél jádra -hromadit hranice, část tohoto materiálu stoupá přes plášť znovu jako oblak pláště, zatímco většina z toho stoupá široce jako součást globálního tektonického oběhu, čímž uzavírá smyčku. Diskutovány jsou také konvektivní proudy na jiných pozemských planetách, i když naše chápání je méně jisté kvůli menším pozorovacím omezením. Poté prozkoumáme základní fyziku konvekce, která tvoří základ pro pochopení toho, jak je konvekce plášťů podobná a odlišná od klasických teorií konvekčního proudění a jak nám tato fyzika umožňuje odvodit dynamiku plášťů na Zemi a jiných pozemských planetách.

Plášť shora dolů

Jednou z největších výzev při studiu planetárních plášťů je jejich nepřístupnost pro přímé pozorování. Struktura a fyzikální vlastnosti planetárních interiérů musí být odvozeny z nepřímých měření, jako jsou satelitní pozorování gravitace, povrchová topografie (obrázek 2) a magnetická pole (Phillips & amp Ivins, 1979), více viz Sohl a Schubert (2015) nedávná recenze. Kromě toho analýza meteoritů shromážděných na zemském povrchu omezuje chemii některých jiných planet a také stavební kameny naší vlastní planety. Země je v tomto smyslu zvláštní, protože kromě dálkových měření mají vědci přístup k množství geologických vzorků a mohou provádět seismologická pozorování vnitřku. Většina toho, co víme o vnitřku Země, se získává nepřímo z analýzy seismických vln, které jsou spouštěny silnými zemětřeseními a šíří se skrz plášť a jádro. Seismické vlny cestují rychleji skrz horniny, které jsou tužší. V plášti jsou horniny hustší, a proto tužší, když jsou vystaveny vyšším tlakům ve větších hloubkách. Výsledný nárůst s hloubkou měřených seismických rychlostí lze tedy použít k odvození struktury hustoty pláště. Když seizmické vlny procházejí prudkými změnami ve vlastnostech materiálu (např. Hustota), jako jsou hranice mezi felsickou kůrou a mafiánským pláštěm (nebo silikátovým pláštěm a kovovým jádrem), částečně se odrážejí a tyto odražené signály nám umožňují k určení hranic hlavních vrstev zahrnujících vnitřek Země. Kromě toho je horká hornina typicky měkčí a snáze stlačitelná, proto seizmické vlny procházejí takovým materiálem pomaleji, opak je pravdou pro studené horniny, které jsou tužší. Výsledné změny doby seizmické vlny mohou být použity k odvození obrázků pláště, které ukazují „horké“ (seismicky pomalé) a „studené“ (rychlé) oblasti, které vypadají podobně jako ultrazvuk pláště.

Vzdálenost do středu Země je přibližně 6400 km, z čehož plášť zahrnuje přibližně 2900 km, vložených mezi tenkou kůru (průměrná tloušťka přibližně 20 km: 7 km v oceánu a 40 km na kontinentech) a železné jádro ( asi 3 500 km). I když je jádro tlustší, plášť ho obklopuje a tvoří tak asi 80% objemu naší planety (obrázek 1, obrázek 3). Podobná velikost a hustota Země a Venuše, která má celkový poloměr přibližně 6 100 km, zvyšuje pravděpodobnost, že tloušťky venušanského jádra a pláště jsou podobné tloušťkám Země (obrázek 1). Na celkovém poloměru přibližně 3 400 km je Mars třetím největším pozemským tělesem ve sluneční soustavě (obrázek 1). Kombinovaná měření marťanské hmoty, moment setrvačnosti (tj. Setrvačný odpor proti otáčení) a chemická analýza marťanských meteoritů nám říkají, že poloměr marťanského jádra je asi 1400 km, takže zbývá asi 1900 km pláštěm a 100 km kůrou (Harder, 1998). Radiální distribuce hmoty Merkuru je neobvyklá ve srovnání s jinými pozemskými tělesy (obrázek 1), protože většinu z nich zabírá husté kovové jádro, které má poloměr asi 2 020 km a je pokryto 400 km silným pláštěm (Hauck et al., 2013) a 50 km silná kůra (Smith et al., 2012).

Obrázek 1. Pohledy v řezu na interiéry čtyř pozemských planet ve sluneční soustavě. Reprodukováno ze Solarviews.

Zatímco kovová jádra se pravděpodobně oddělila od plášťů na počátku planetárních dějin (tj. Během prvních několika desítek milionů let života sluneční soustavy) (Kleine, Münker, Mezger a amp Palme, 2002), segregace kůra z pláště stále pokračuje, jak je zřejmé z nedávného vulkanismu, který je vidět na všech pozemských planetách kromě Merkuru, kde se zdá, že globální magmatická aktivita přestala asi před 3,5 rokem (Namur & amp Charlier, 2017). Tání pláště v mělkých hloubkách (s přesnou hloubkou v závislosti na teplotě a složení) je indukováno dekompresí a vede k magmatismu, který tvoří mafickou (nebo na křemík chudou) kůru (například oceánskou kůru na Zemi). Konkrétně, když se materiál plášťového pláště přibližuje k povrchu, směrem k nižšímu tlaku, jeho vlastní teplota se málo mění (mírně klesá „adiabatickou“ dekompresí, dále vysvětleno v části „Základy tepelné konvekce“), ale teplota, při které se taví, klesá více rychle (v podstatě snížení omezujícího tlaku usnadňuje mobilizaci molekul do taveniny). V určité hloubce (obvykle mezi několika 10 s až 100 km, v závislosti na teplotě) teplota svrchního pláště překračuje teplotu tání a podléhá tání. Plášť se skládá z různých chemických složek a každá z nich má své vlastní specifické teploty tání.Materiál, který se může tavit při vyšších tlacích (obvykle materiál bohatší na oxid křemičitý s nižší teplotou tání), se nejprve roztaví, poslední zamrzne a je typicky chemicky méně hustý, a tak se dostane na povrch jako lehčí kůra. Žáruvzdorný materiál pláště (tj. Těžší tavitelný, na křemík chudý a těžší materiál) se může tavit málo, pokud vůbec, a velká část z toho zůstane v plášti. Takové „uvolnění tlaku“, které se taví v horkých vertikálních proudech, jako jsou oblaky pláště vznikající z hlubšího pláště, nebo pasivním upwellingem pod hřebeny středních oceánů (v současnosti je známo, že se vyskytují pouze na Zemi), je životně důležité pro chemickou segregaci pláště a vývoj oceánské kůry (a možná první jádra proto-kontinentální kůry na počátku historie Země).

Obrázek 2. Globální topografie (horní řada) a celková gravitační anomálie (spodní řada) čtyř pozemských planet ve sluneční soustavě (upraveno podle Wieczorek, 2015). Topografie se vztahuje ke geoidu, což je ekvipotenciální povrch, na kterém má součet gravitačních a odstředivých potenciálních energií stejnou hodnotu a který by na Zemi odpovídal hladině moře.

Tání v subdukčních zónách (o kterém je také známo, že se vyskytuje pouze na Zemi) je složitější než tání na středooceánských hřebenech nebo v hotspotech, ale je zodpovědné za většinu produkce kontinentální kůry (viz také Stein & amp Ben-Avraham, 2015 ). U subdukčních zón je tavení usnadňováno vodou. Tektonické desky vstupující do subdukční zóny byly obvykle ponořeny pod vodu po stovky milionů let. Když jsou první čediče vytlačovány na středooceánských hřebenech, reagují s vodou a vytvářejí vodnaté minerály, jako je amfibol a hadec. Usazeniny vypláchnuté z kontinentů a ostrovů do oceánu jsou také obvykle hydratovány. Když deska dosáhne subdukční zóny, mnoho jejích hydratovaných minerálů je unášeno deskou do pláště (ačkoli na povrchu zůstává mnoho sedimentů, které tvoří akreční hranoly). Jakmile unášené minerály dosáhnou přibližně 100 km nebo více, jsou při vyšších teplotních a tlakových podmínkách nestabilní a uvolňují vodu do klínového pláště nad deskou, která se zase mírně hydratuje. Hydratovaná plášťová hornina se taví snadněji než suchá horninová plášťová vrstva (vodíková náhrada oslabuje minerální vazby), a tak i při „mírných“ teplotách pláště vedle studené desky se vlhký plášťový materiál částečně roztaví a fáze taveniny bude prosakovat na povrch. Tato původní fáze taveniny je čedičová (jak je typické pro taveniny plášťů), ale chladnější než čedičové kouře. Když tedy tato chladná / vlhká tavenina přijde do styku s kůrovými horninami (které se vytvořily předchozími událostmi tavení), znovu roztaví minerály bohaté na oxid křemičitý, které se nejsnadněji taví, ale ne žáruvzdorné nebo „zlý“ „Ty (např. Suchý čedič). Znovu roztavené horniny bohaté na oxid křemičitý se oddělí a stoupají za vzniku například granitických magmat. Žula má tendenci být konečným produktem takového opakovaného tavení a je primární složkou kontinentální kůry.

S výjimkou velmi malých částí pláště, kde dochází k tavení, většina pozemských plášťů v současné době obsahuje pevnou horninu, navzdory jejich tekutému mechanickému chování v geologických časových měřítcích. Velké tloušťky těchto plášťů (s výjimkou rtuti) znamenají, že jejich základní materiály mají hloubku v širokém rozsahu teplotních a tlakových podmínek. Například tlak pláště na Zemi (pravděpodobně podobný Venuši) se zvyšuje shora dolů asi o 140 GPa (asi 1,4 milionu atmosfér tlaku) a teplota o 3500 Kelvinů (pravděpodobně méně o několik stovek K na Venuši, kvůli jeho vyšší povrchová teplota) Marťanský tlak a nárůst teploty o přibližně 23 GPa, respektive 2800 K, přes plášť (Schubert & amp Spohn, 1990 Harder, 1998), tyto extrémní podmínky silně ovlivňují fyzikální vlastnosti hornin, včetně jejich mineralogické struktury, hustoty, viskozita, mimo jiné.

Viskozita je odolnost materiálu proti deformaci působením síly nebo napětí. Čím vyšší viskozita, tím vyšší odpor proti proudění. Například viskozita vody je řádově 10–3 Pa s a viskozita medu je přibližně 1–10 Pa s, a to jak při pokojové teplotě, zatímco viskozita pláště se pohybuje mezi 10 19 a 10 23 Pa s. Viskozita pláště se mění s tlakem, teplotou a složením. I když stále existuje nejistota ohledně kompozičních variací v plášti, hloubkové profily tlaku a teploty, alespoň pro Zemi, jsou relativně dobře omezené. Viskozita hornin pláště se zvyšuje se zvyšujícím se tlakem, ale klesá se zvyšující se teplotou. Obecně je nejsilnějším účinkem na viskozitu vliv teploty, který umožňuje mnoho řádů kolísání viskozity. U většiny hloubek pláště (s výjimkou TBL v horních a dolních několika stovkách kilometrů) se však teplota mění postupně pouze podél adiabatického profilu. Hloubkovému profilu viskozity tedy dominují kolísání tlaku (Steinberger & amp Calderwood, 2006 Steinberger, Werner, & amp Torsvik, 2010). Pro Zemi způsobují kombinované účinky zvyšujícího se tlaku s hloubkou s mineralogickými fázovými přechody (popsáno dále) zvýšení viskozity až o tři řády přes plášť.

Minerály pláště mohou mít různé geometrie atomového uspořádání (krystalové struktury) při různých tlacích a teplotách. Přechod z jednoho atomového uspořádání na druhé se nazývá fázový přechod: nebo běžně pro plášť přechod fází pevná látka - pevná látka, protože materiál při transformaci do jiné fáze zůstává v pevném stavu. Materiál tedy může mít při nízkých tlacích jednu krystalovou strukturu (nebo fázi), ale jakmile tlak dosáhne kriticky vysoké hodnoty, materiál se uspořádá do kompaktnějšího stavu s vyšší hustotou, který pak má větší odolnost proti stlačení. První velká fázová změna v zemském plášti nastává v hloubce 410 km, kde olivín (který je hlavní složkou minerálu horního pláště) přechází na stejný materiál s wadsleyitovou strukturou (Katsura et al., 2004), a to zahrnuje mírný nárůst hustoty 5% - 8% (Dziewonski & amp Anderson, 1981). Wadsleyit se mění na ringwoodit v hloubce 520 km (Ita & amp Stixrude, 1992), s tím související nárůst hustoty 1% - 2% (Dziewonski & amp Anderson, 1981). K největší fázové změně dochází od ringwooditu k perovskitu / magnesiowüstitu v hloubce 660 km (Katsura et al., 2003), se zvýšením hustoty o 10% - 11% (Dziewonski & amp Anderson, 1981) a zahrnuje zvýšení viskozity přibližně o faktor 30 (Hager, 1984 Ricard, Fleitout, & amp Froidevaux, 1984). 410 km a 660 km fázové změny jsou dvě nejpozoruhodnější, globálně souvislé fázové změny v zemském plášti a oblast mezi nimi se nazývá Přechodná zóna, protože tam se vyskytuje většina mineralogických přechodů přes relativně úzkou oblast (Ringwood, 1991). Plášť nad přechodovou zónou je typicky identifikován jako horní plášť (i když v některých dokumentech a knihách horní plášť zahrnuje přechodovou zónu), a ten níže je spodní plášť. Teplotní a tlakové profily, které společně se složením určují hloubku fázových přechodů, jsou nejistější pro interiéry ostatních pozemských planet. Odhaduje se však, že přechod olivín na wadsleyit se vyskytuje kolem 450–580 a 1 000–1500 km hluboko na Venuši a Marsu, zatímco přechod ringwoodit – perovskit nastává přibližně na 710, respektive 1 910 km na Venuši a Marsu (Ito & amp Takahashi, 1989 Harder, 1998 Katsura et al., 2004). Plášť Merkuru se zdá být příliš tenký, aby vydržel jakékoli fázové přechody.

Existují seismologické důkazy o dalších fázových změnách v zemském plášti, i když jsou méně dobře vyřešené a v některých případech se nezdají být globální: jejich účinek na konvekci pláště bude tedy zmíněn pouze krátce.

Mantle's Budget Budget

Hlavní hnací silou toku plášťů je to, že planety chladnou do vesmíru, protože se neúprosně dostávají do rovnováhy se zbytkem mnohem chladnějšího vesmíru. Hlavním zdrojem tepla v plášti je kinetická energie dodávaná do planetárních interiérů dopady planetesimálů během akrece, dalším je gravitační energie uvolněná při segregaci kovového jádra od silikátového pláště. Ty jsou souhrnně označovány jako prvotní zdroje tepla. Dalším zdrojem tepla je radioaktivní rozpad nestabilních izotopů, většinou uranu (238 U), thoria (232 Th) a draslíku (40 K), které se souhrnně nazývají radiogenní zdroje tepla. Celková rychlost proudění tepla ze Země je přibližně 46 TW (Jaupart, Labrosse, Lucazeau, & amp Mareschal, 2015), měřeno měřidly tepelného toku na kontinentech a v oceánech (viz Turcotte & amp Schubert, 2014). Asi 20% - 30% celkového ohřevu plášťů Země pochází z jádra (Jaupart et al., 2015). Relativně nízký endogenní tok tepla vycházející z pozemských planet, ve srovnání s radiačním uvolňováním dopadajícího slunečního ohřevu, činí měření povrchových tepelných toků náročným, ai přesto jsou taková pozorování dostupná pouze pro Zemi a Měsíc.

Většina radioaktivních prvků v plášti je nekompatibilní, což znamená, že pokud jejich hostitelská hornina prochází částečným tavením, mají tendenci se rozpouštět nebo „rozdělovat“ do kapalné fáze. V procesu tvorby kůry tavením pláště se tedy nekompatibilní radioaktivní prvky dělí do kůry a koncentrují se v ní, což má dva konkurenční důsledky pro rozpočet tepla pláště. Na jedné straně formování kůry vyčerpává plášť prvků produkujících teplo. Na druhou stranu radiogenně ohřátá kůra působí jako teplá přikrývka, která brání toku tepla z pláště. Zda je čistým efektem výroby kůry pomoc nebo znemožnění ochlazení pláště, zůstává předmětem dalšího zkoumání (Rolf, Coltice, & amp Tackley, 2012).

Kontinentální kůra Země, která je nevyhnutelně extrahována z raného pláště tavením a opětovným tavením, získala obzvláště vysokou koncentraci nekompatibilních radioaktivních prvků a produkuje tak významnou část čistého tepelného výkonu povrchem. Odečtením příspěvku k povrchovému toku tepla z kontinentální kůry zanechává přibližně 38 TW vycházejících z pláště a jádra (Jaupart et al., 2015).

Obrázek 3. Grafické ztvárnění výřezu pozemské struktury ukazující kůru, konvekční plášť a jádro. Relevantní rozměry jsou takové, že průměrný poloměr Země je 6 371 km, hloubka základny oceánské kůry je asi 7 km a kontinentální kůra asi 35 km, základna litosféry se pohybuje od 0 na středooceánských hřebenech do asi 100 km blízko subdukce zóny základna horního pláště je v hloubce 410 km, přechodová zóna leží mezi hloubkami 410 km a 660 km, hloubka základny pláště (hranice jádro – plášť) je 2890 km a vnitřní jádro – hranice jádra je v hloubce 5150 km. Reprodukováno z Jehněčí a Sington (1998).

V současné době není přesně známo, kolik tepelného výkonu z pláště (a jádra) je způsobeno prvotním teplem a kolik je způsobeno ohřevem radioaktivními prvky. Množství radiogenních zdrojů v plášti lze potenciálně omezit pomocí naměřených koncentrací U, Th a K v chondritických meteoritech, o nichž se předpokládá, že představují původní stavební kameny pozemských planet. Do jaké míry jsou chondritické koncentrace (nemluvě o tom, které rodiny chondritů) jsou reprezentativní pro většinu Země, je však stále předmětem diskuse. Problém komplikuje nejistota ohledně účinnosti přenosu tepla v celé historii Země, kdy různé navrhované modely zahrnují efektivnější a méně efektivní rychlosti chlazení na počátku Země. Existuje kompromis mezi tím, co se předpokládá pro rozpočet radioaktivních prvků, a účinností přenosu tepla pláště v čase. Chondritické koncentrace radioaktivních prvků vyžadují, aby plášť v minulosti uvolňoval teplo méně efektivně (Korenaga, 2008). Alternativně, pokud je současný mechanismus přenosu tepla reprezentativní pro mechanismus na rané Zemi, pak musí být radiogenní zdroje pláště superchondritické a znamenalo by to také, že plášť obsahuje zásobník prvků produkujících teplo, které nejsou vzorkovány deskovou tektonikou (protože to děláme nevidíte tyto prvky produkující teplo v MORB) (Schubert, Stevenson, & amp Cassen, 1980 Jaupart et al., 2015).

Otázka účinnosti konvekce pláště v historii Země, stejně jako jeho charakteristik na jiných planetách, vyžaduje pochopení toho, jak se dynamika pláště mění s měnící se teplotou, velikostí planety atd., K této otázce se vrátíme později, po základní fyzice byla diskutována konvekce.

Mantleova studená tepelná mezní vrstva

Vnější část planety, její kůra a litosféra, tvoří studenou tepelnou mezní vrstvu (TBL), což je vrstva, přes kterou uniká teplo z vnitřku do prostoru, k přenosu tepla přes studený TBL dochází hlavně vedením, ale také pomohl vulkanický transport horkého materiálu na povrch. Na většině pozemských planet (tj. Na všech, kromě Země) dochází pod povrchem ke konvekci pláště, zatímco povrch se může zdeformovat a na jeho povrchu jsou umístěny vulkanické lávy. Zůstává na místě po dobu, která je mnohem delší než charakteristický časový rámec pláště. převrácení. Tento režim konvekčního chlazení se nazývá „stagnující konvekce víka“, přičemž víko je částí TBL, která se neúčastní proudění konvekčního pláště, a chlazení planet v tomto režimu se nazývá „jednodeskové planety“. Víko může v průběhu času zesílit díky ochlazení, stlačení v reakci na proudy pláště nebo pohřbení pod lávami umístěnými na jeho vrcholu (Moore, Simon a amp Webb, 2017). Zahuštění čedičové kůry může tlačit její nejspodnější část do hloubky, kde přechází do eklogitu. Na Zemi, Venuše, Marsu a Merkuru dochází k přechodu čedič-eklogit v hloubce asi 45, 50, 65 a 100 km, přičemž přesná hloubka závisí na teplotě (Arndt & amp Goldstein, 1989 Spohn, 1991 Babeyko & amp Zharkov , 2000). Eklogit je hustší než podkladový materiál pláště, a je proto gravitačně nestabilní a náchylný k ponoření do pláště, což je proces známý jako delaminace. Na planetách s jednou deskou mohou epizody litosférické delaminace působit na ztenčení stojatého víka nebo jej dokonce úplně odstranit a často po nich následuje rozsáhlá sopečná činnost, která účinně obnovuje povrch (Turcotte, 1989 Spohn, 1991 Parmentier & amp Hess, 1992 Morschhauser, Grott, & amp Bruer, 2011 Ogawa & amp Yanagisawa, 2011). Existuje stále více důkazů o mobilní venušanské litosféře (spíše než stagnující, jak se dříve věřilo). Některé ze sledovaných topografických rysů na Venuši, zejména v blízkosti velkých koron, připomínají příkopy, které pravděpodobně svědčí o subdukci (Schubert & amp Sandwell, 1995 Davaille, Smrekar & amp Tomlinson, 2017). Kromě toho byly některé radarové snímky Venuše interpretovány jako záhyby a poruchy, což vše svědčí o bočním pohybu povrchu: Ačkoli tento typ geologických struktur lze generovat tlaky podkladového konvekčního pláště, i když litosféra necirkuluje do plášť (Harris & amp Bédard, 2014).

Povrch planety Země je jedinečný v tom, že většina z nich, zejména oceánská kůra (která tvoří asi 60% povrchu), se neustále obnovuje procesem deskové tektoniky. Namísto převážně stagnujícího horního TBL běžného pro ostatní suchozemce je studený TBL Země mobilní a pohybuje se bočně podél planetárního povrchu rychlostí diktovanou převrácením pláště. Výsledná vysoká míra omlazení povrchu, která se odráží v mladém věku oceánské kůry, obvykle méně než 200 Myr (Condie, 1997), umožňuje účinné konvekční chlazení planety. Teorie a pozorování deskové tektoniky na Zemi, včetně jejího propojení s tokem plášťů, přineslo revoluci v našem chápání planetární dynamiky a evoluce a podrobněji o ní pojednáváme v následující části.

Plate Tectonics - jedinečný případ planety Země

Zemský povrch, jeho kůra a litosféra, se dělí na 12 hlavních tektonických desek a několik vedlejších desek nebo mikrodestiček (obrázek 4). Některé desky se skládají výhradně z oceánské litosféry, zatímco jiné zahrnují také kontinenty. Desky se pohybují vzájemně vůči sobě a jejich pohyb od, k nebo bočně kolem sebe charakterizuje jejich hranice jako divergentní, konvergentní nebo transformační (nebo alternativně úderný). Nový tektonický deskový materiál se vytváří na středooceánských hřebenech (MOR), které konkrétně tvoří rozdílné hranice desek, horký plášťový materiál se částečně roztaví a výsledné magma stoupá k hřebenovému vulkanismu a formování nové oceánské kůry. Zbytkový neroztavený materiál zůstává v plášti jako tenká ochuzená část litosféry. Jak se desky vzdalují od MOR, ochlazují se a jejich litosféra se zahušťuje jako tepelná mezní vrstva, stává se těžší a nakonec klesá do pláště v subdukčních zónách: to vytváří konvergentní hranice desek. Divergentní a konvergentní pohyb desek je povrchovým projevem pohybu nahoru a dolů spojeného s konvektivními proudy v podkladovém plášti, který se často označuje také jako poloidální složka toku pláště (Hager & amp O'Connell, 1981 Bercovici, Tackley & amp Ricard, 2015). Pohyb desky, který není přímo spojen s rozprostřením nebo subdukcí, je spojen se střihem úderu a skluzu nebo s rotací desky a je také označován jako toroidní složka toku. Takový pohyb nemá žádný přímý zdroj energie (například uvolnění gravitační energie pro poloidální tok), což ukazuje na důležitý účinek nelineární reologie horniny (tj. Způsob, jakým hornina reaguje na napětí prostřednictvím deformace nebo rychlosti přetvoření), aby se nepřímo spojil to na konvektivní pohyb (Kaula, 1980 Bercovici et al., 2015).

Jedním z prvních, kdo rozpoznal pohyblivost zemského povrchu, byl Alfred Wegener ve své teorii kontinentálního driftu, do značné míry motivovaný výraznou korelací v geometrii okrajů různých kontinentů (Wegener, 1924). Wegenerova teorie však postrádala fyzicky věrohodný mechanismus, který by poskytoval dostatečnou hnací sílu kontinentům pro pohyb oceánskou kůrou, a proto byla kritizována a zdiskreditována.O několik desetiletí později akumulace sondážních a magnetických dat o mořském dně během a po druhé světové válce poskytla přesvědčivé důkazy o šíření mořského dna (Hess, 1962 Vine & amp Matthews, 1963 Morley & amp Larochelle, 1964 a viz Tivey, 2007), který označil začátek deskové tektonické revoluce. Teorii deskové tektoniky, ve které desky obsahují mozaiku souvislých raftů pokrývajících plášť - ale všechny se pohybují jako pevné bloky kolem jejich vlastní rotace nebo Eulerových pólů - formuloval rok 1968 nezávisle McKenzie a Parker (1967) a Morgan (1968) ). Desková tektonika se liší od kontinentálního driftu v tom, že kontinenty jsou pasivní jezdci na zadní straně desek, spíše než orat oceánskou litosférou, jak předpokládal Wegener. Teorie, kterou se plášť přikrývá, aby se zbavil svého tepla, se mezitím stala fyzicky zdravější a generovala testovatelné předpovědi rychlosti a napětí proudění, které se příznivě porovnávaly s měřením gravitace, geoidu a topografie Země (Holmes, 1931 Pekeris , 1935 Hales, 1936 Runcorn, 1962a, 1962b viz Bercovici, 2015).

Obrázek 4. Současné tektonické desky na Zemi. Jména hlavních desek jsou uvedena, přičemž šipky na některých z největších desek označují jejich směr pohybu. (Upraveno podle obrázkových komplimentů Påla Wessela, Havajská univerzita v Manoa.)

Tektonické desky tvoří studenou tepelnou mezní vrstvu systému konvekčního pláště (tj. Vodivě chlazenou povrchovou vrstvu), která se skládá z diferencovaného pláště (kůra a ochuzená litosféra) v nejvyšší části a nediferencovaného studeného litosférického pláště ve spodní části. Obecně se rozumí, že desková tektonika je povrchovým projevem konvekce pláště. Komplikující tento obrázek je skutečnost, že materiál pláště se chová velmi odlišně, když je v hloubce (při vyšších tlacích a teplotách), ve srovnání s tím, když je blízko povrchu. Předtím, než se plášť stal deskou, působí jako vysoce viskózní tekutina, jejíž deformace je rozdělena na desítky nebo stovky kilometrů. Naproti tomu se chladné tektonické desky zdají být silné (téměř tuhé) ve svém vnitřku, přičemž většina jejich deformací je omezena na slabé a úzké hranice desek. Ve skutečnosti se síla desek jeví jako dostatečně vysoká na to, aby se vzhledem k dostupnému konvektivnímu působení nemohly ohýbat a ponořit do pláště (Cloetingh, Wortel & amp Vlaar, 1989 Solomatov, 1995). Fyzikální mechanismus odpovědný za oslabení korustních a litosférických hornin, který nakonec umožňuje vytvoření hranic tektonických desek, jsou stále diskutovány, přičemž plastická výtěžnost, perkolace tekutin a zmenšení velikosti zrn jsou některé z hlavních teorií. Porozumění tomu, jak téměř diskontinuální pohyb desek samovolně vzniká konvekčním tokem pláště a jak se silné desky ohýbají a ponořují do pláště, zůstává hlavním cílem geodynamiky (Bercovici, 1995 Bercovici a kol., 2015 Foley & amp Becker , 2009 Tackley, 2000a, 2000b van Heck & amp Tackley, 2008).

Mantleův tok studeného downwellingu

Pokud spodní studené pláště nepohltí povrchový materiál, jako v případě deskové tektoniky na Zemi, je jejich přítomnost do značné míry skryta před přímým pozorováním. Pohyb studeného hustého materiálu v plášti však generuje topografii a měřitelný signál v povrchovém gravitačním poli. Například anomálně hustý materiál v plášti (například ze studených proudů downwelling) indukuje pozitivní anomálii v gravitačním poli (tj. Gravitační výška). Některé (nebo všechny) tohoto pozitivního signálu však mohou být kompenzovány výchylkou povrchu vyvolanou tokem, což účinně generuje anomálii záporné hmotnosti. Pro Zemi lze seismické anomálie zobrazovat nezávisle pomocí seismické tomografie, kterou lze poté kombinovat s topografickými a gravitačními měřeními a omezit tak strukturu pláště (Hager, 1984 Ricard et al., 1984 Steinberger et al., 2010). Kombinací pozorování topografie, vulkanismu a gravitačních anomálií a používání Země jako reference pro vlastnosti horninového pláště bylo prokázáno, že v pláštích Země, Marsu, existují anomálie hustoty velkého rozsahu, pravděpodobně indukované vertikálními konvektivními proudy. and Venus (Steinberger et al., 2010).

Tok pláště studeného downwellingového pláště na Zemi je spojen se subdukčními zónami na povrchu, o kterých budeme diskutovat dále.

Subdukce na Zemi

Jak oceánská litosféra migruje od rozprostírajícího se středu (středooceánský hřeben), stává se hustší a těžší. Výsledný tepelně indukovaný negativní vztlak způsobí, že se deska nakonec ponoří do pláště. Oceánské desky se ohýbají a proudí dolů v subdukčních zónách a vytvářejí příkopy, které jsou nejhlubšími částmi zemského povrchu, jako je příkop Marianas. Zatímco většina subdukčních zón se nachází podél kontinentálních okrajů, kde se setkávají oceánské a kontinentální desky, existují také příklady intra-oceánského subdukce (např. Oblouková soustava Izu-Bonin-Mariana podél východního okraje filipínské desky). Stáří subduktujících desek se pohybuje od 0 (tj. Subdudučních hřebenů) do zhruba 200 Myr. Ve všech případech je downwelling asymetrický, přičemž jedna deska klesá pod druhou, spíše než dvě desky se sbíhají a potápí dohromady (viz Wada & amp King, 2015).

Konvekční tok pláště je extrémně pomalý a laminární (tj. Nedochází k žádnému turbulentnímu vířivému přenosu hybnosti) kvůli vysoké viskozitě pláště. Proto je rychlost klesajících desek dobře aproximována jejich konečnou rychlostí, při které je gravitační síla táhnoucí desky dolů vyvážena viskózním odporem k jejich pohybu. Rychlost terminální desky lze odhadnout z tepelně indukovaného vztlaku desky a viskozity pláště (viz Davies & amp Richards, 1992). Výsledek této relativně jednoduché aproximace je v dobré shodě s pozorováním rychlostí tektonických desek, zejména u oceánských desek připevněných k významným deskám, které se pohybují rychlostí řádově 10 cm / rok (Forsyth & amp Uyeda, 1975).

Seismická tomografie odhaluje, že některé desky stagnují a horizontálně jsou vychýleny v hloubce přibližně 660 km, což odpovídá fázovému přechodu olivín – wadsleyit. Zdá se, že další desky procházejí celou hloubkou pláště s malým vychýlením. Zvyšující se viskozita pláště s hloubkou způsobí, že se desky při sestupu zesilují, jak je naznačeno v modelech seismické tomografie, k čemuž v zásadě dochází, protože deska zažívá viskóznější odpor a zpomaluje se, což způsobí její efektivní nafouknutí nebo vybočení, takže se jeví silnější. Dalším efektem je tepelná difúze, kdy hlubší části desky měly více času na ochlazení okolního pláště. Za zmínku stojí také to, že rozlišení tomografických modelů je ve středním plášti špatné, takže alespoň některé z rozšíření mohou být zobrazovacím artefaktem (viz Wada & amp King, 2015 a jejich odkazy).

Ačkoli je subduktující deska celkově studená a těžká, je také kompozičně rozvrstvená. Jeho vrchní vrstva je čedič, který tvoří oceánskou kůru. To je podloženo harzburgitem, který tvoří ochuzenou část litosféry. A konečně je lherzolit ve spodní části, což je nediferencovaná část pláště (viz Wada & amp King, 2015 a odkazy v něm). Vnitřní hustoty čediče a harzburgitu jsou nižší než hustoty horního pláště, což částečně kompenzuje rostoucí negativní tepelnou vztlak desky. Jakmile se však deska ponoří a stane se z ní deska, tyto chemické účinky jsou potlačeny přechodem do skutečně hustších fází, které se vyskytují ve větších hloubkách (zejména přechod z čediče na eklogit v hloubce přibližně 60 km), což činí čistý účinek litosféry kompoziční stratifikace na subdukci zanedbatelná (Bercovici et al., 2015). Jakmile však deska dosáhne hranice jádro-plášť (CMB), která funguje jako neproniknutelná hranice, deska se zastaví, zahřeje, změkne a potenciálně se segreguje do různých cest konvekčního proudění. Předpokládá se, že segregace desek je jedním z primárních zdrojů kompoziční heterogenity pláště (Hofmann & amp White, 1982 Coltice & amp Ricard, 1999 Mulyukova, Steinberger, Dabrowski & amp Sobolev, 2015). Aktivní oblastí výzkumu zůstává, zda výsledná heterogenita může vytvářet rozsáhlé anomálie kompozice, jak je detekováno seismickou tomografií, nebo zda se různé komponenty desky míchají konvekčním tokem a mechanicky homogenizují.

Když deska zabořená do spodního pláště naráží na nepropustnou CMB, je vychýlena vodorovně a indukuje tok rovnoběžně s CMB. Deskově indukovaný tok může přemístit materiál, který již sídlí v CMB, a pokud se stane, že tento materiál bude kompozičně anomální, může být zameten do velkých hromád seismicky detekovatelných anomálií, jako jsou velké provincie s nízkou smykovou rychlostí (Tan, Leng , Zhong, & amp Gurnis, 2011 Bower, Gurnis, & amp Seton, 2013). Kromě toho, jak deska tlačí materiál podél CMB, způsobuje to, že horká tepelná mezní vrstva před deskou zesiluje, předpokládá se, že tento proces spustí tvorbu oblaku (Weinstein & amp Olson, 1989 Steinberger & amp Torsvik, 2012 Dannberg & amp Gassmöller, 2018 ), o kterém pojednává další část. Je-li tomu tak, pak tok podél CMB poskytuje důležité spojení mezi deskovou tektonikou, která je poháněna hlavně subdukčními deskami a intraplate vulkanismem generovaným oblaky, které se jinak jeví jako oddělené od pohybů povrchových desek.

Hranice jádra – pláště a horká tepelná hraniční vrstva pláště

Dno pláště je definováno hranicí jádra a pláště (CMB), která odděluje materiál křemičitého pláště od podkladového roztaveného kovového jádra. Účinnost přenosu tepla napříč CMB je určujícím faktorem pro generování planetárních dynam: K udržení dynama se elektricky vodivý materiál jádra musí pohybovat dostatečně vysokými rychlostmi, což je diktováno konvekčními rychlostmi proudění a tedy rychlost chlazení jádra. Kromě tepelné konvekce je ještě účinnějším způsobem, jak generovat dynamo, chemická konvekce, kdy se jádro ochladí pod teplotu tání a zamrzne a poté vytlačí své světelné prvky, jako je síra a křemík, které pak vzestupně stoupají až k CMB, indukující tok (Stevenson, Spohn a amp Schubert, 1983 Braginsky & amp Roberts, 1995). Rychlost zmrazování jádra je opět řízena rychlostí přenosu tepla přes CMB, která je zase omezena konvekčním přenosem tepla přes plášť. Pozorování vnitřních magnetických polí pozemských planet tak může poskytnout důležitý vhled do jejich tepelné historie a současných stavů. Například zjevná nepřítomnost magnetického pole na Marsu (Acuna et al., 1998) souvisí s jeho relativně chladným vnitřkem, což může naznačovat, že jeho plášť je příliš chladný na to, aby účinně odváděl teplo z jádra. Nezdá se, že by Venuše měla měřitelné magnetické pole (Russell & amp Elphic, 1979), které bylo spojeno s jeho relativně horkým vnitřkem, přičemž plášť a jádro byly tak horké, že jádro nekrystalizovalo (Stevenson et al., 1983) (přinejmenším v současnosti, i když v minulosti mohlo dojít k určitému zmrazení). Naproti tomu Země a Merkur mají značná magnetická pole, což naznačuje rychlý přenos tepla přes plášť (Ness, Behannon, Lepping, Whang a amp Schatten, 1974 Connerney & amp Ness, 1988 Anderson et al., 2011). Lepší omezení složení a vnitřní struktury hlubokého nitra Země díky datům seismické tomografie a minerální fyziky poskytují podrobnější obraz o povaze CMB.

Hranice zemského jádra – pláště

CMB je přirozené místo, kde se hromadí husté heterogenity: zde může přetrvávat materiál, který je těžší než okolní plášť, ale lehčí než vnější jádro. Kromě toho, protože jádro pouze vyměňuje teplo s pláštěm vedením, což vede k 200–300 km silné horké tepelné mezní vrstvě, přes kterou se teplota zvyšuje s hloubkou přibližně o 1 000 K, z profilu okolní teploty přibližně 2 500 K ve spodním plášti na přibližně 4 000 K na CMB (Calderwood, 1999 Kawai & amp Tsuchiya, 2009).

Seismické studie hlubokého interiéru využívají rychlosti tlakové a smykové vlny a objemovou rychlost zvuku, které souvisejí s objemovým modulem materiálu (nestlačitelnost), tuhostí a hustotou (Masters, Laske, Bolton a amp Dziewonski, 2000). Například, korelace mezi anomáliemi ve rychlosti smykových vln a objemovou rychlostí zvuku může být použita k odvození fyzických příčin pozorované anomálie. Pokud je anomálie způsobena změnami teploty, pak by měla být korelována smyková rychlost a objemová rychlost zvuku (tj. Pozitivní nebo oba negativní), zatímco antikorelace (anomálie opačného znaménka) svědčí o kompozičních změnách. Existují hojné důkazy o heterogenní povaze nejspodnějšího pláště ze seismologických pozorování, která naznačují přítomnost tepelných i kompozičních variací (obrázek 5) (Ishii & amp Tromp, 1999 Garnero, 2004 Garnero & amp McNamara, 2008 Ritsema, Deuss, Van Heijst , & amp Woodhouse, 2011). Mezi hlavní pozorovací rysy oblasti CMB patří diskontinuita D ”, velké provincie s nízkou smykovou rychlostí (LLSVP) a zóny s ultra nízkou rychlostí (ULVZs) (Lay, Williams & amp Garnero, 1998 Thorne & amp Garnero, 2004). D ”diskontinuita je považována za prudký nárůst rychlosti smykových vln s hloubkou několik set kilometrů nad CMB. Část pláště mezi D “diskontinuitou a CMB se běžně označuje jako D” vrstva. D “se liší v tloušťce a dokonce se zdá, že v některých regionech chybí, což naznačuje, že se nejedná o globální fázový přechod, na rozdíl například od 410 km a 660 km nespojitostí ohraničujících přechodovou zónu (viz také Hernlund & amp McNamara, 2015). Možnou příčinou D ”je přechod fáze pevná látka-pevná fáze z perovskitu (Pv) do postperovskitu (PPv) (Murakami, Hirose, Kawamura, Sata, & amp Ohishi, 2004), ke kterému by došlo pouze při hlubokých tlacích pláště v dostatečně chladném prostředí regionech, například v blízkosti nově příchozích desek. Postperovskit je o něco hustší (o 1% –2%) a méně viskózní (až řádově) než perovskitová fáze, a tak může působit tak, že mírně destabilizuje materiál nejspodnějšího pláště, čímž způsobí konvekci o něco energičtější (Tackley, Nakagawa , & amp; Hernlund, 2007 Nakagawa & amp Tackley, 2011).

Obrázek 5. Zjednodušený náčrt možné interpretace seismicky pozorovaných struktur ve spodním plášti Země. LLSVP znamená Large Low Shear Wave Velocity Province a ULVZ pro Ultra-Low Velocity Zone. Možné scénáře formování a navrhované tepelné a chemické vlastnosti jsou uvedeny v části „Hranice zemského jádra a pláště“. Převzato z Deschamps, Li a Tackley (2015).

Dva hlavní LLSVP se v seismické tomografii jeví jako dvě velké heterogenity (Garnero & amp McNamara, 2008 Dziewonski, Lekic & amp Romanowicz, 2010 Ritsema et al., 2011): jedna z nich leží pod Afrikou a druhá pod Tichým oceánem. LLSVP mají nepravidelné tvary a mohou měřit až 1 000 km na výšku a šířku, pokrývají téměř 20% plochy CMB a zaujímají přibližně 2% celkového objemu plášťů (Burke, Steinberger, Torsvik, & amp Smethurst, 2008). mezi objemovou rychlostí zvuku a smykovou rychlostí v rámci LLSVP naznačuje, že jsou chemického původu (Masters et al., 2000 Trampert, Deschamps, Resovsky, & amp Yuen, 2004 Steinberger & amp Holme, 2008). Navíc materiál, který tvoří LLSVP, se zdá být skutečně hustší než okolní plášť (Ishii & amp Tromp, 2004). Dosud neexistuje shoda ohledně původu této kompoziční anomálie, přičemž navrhované scénáře spadají do dvou hlavních kategorií: prvotní vrstva, která se vytvořila na počátku historie Země (např. Lee et al., 2010 Nomura et al., 2011), a akumulace husté eklogitické složky ze subdukovaného MORB, který segreguje na CMB (Hofmann & amp White, 1982 Christensen & amp Hofmann, 1994 Tackley, 2011 Mulyukova et al., 2015) (viz také recenze Hernlund & amp McNamara, 2015).

ULVZ jsou lokalizované struktury, které jsou mnohem menší než LLSVP a zasahují přibližně 1 až 10 km nad CMB a 50 až 100 km bočně (Thorne & amp Garnero, 2004 McNamara, Garnero, & amp Rost, 2010). ULVZ však mají velké snížení seismické rychlosti, 10% pro P-vlny a 10% až 30% pro S-vlny (Garnero & amp Helmberger, 1996) a 10% zvýšení hustoty vzhledem k okolnímu plášti. Mechanismy pro výrobu ULVZ jsou stále předmětem debaty, přičemž někteří z kandidátů včetně částečně roztaveného a / nebo železem obohaceného materiálu, pravděpodobně vytvořeného na počátku historie Země, kdy byl plášť mnohem teplejší a do značné míry roztavený (Williams & amp Garnero, 1996 Labrosse , Hemlund, & amp Coltice, 2007), materiál vnějšího jádra prosakující do spodního pláště v důsledku chemické nerovnováhy nebo morfologické nestability (Otsuka & amp Karato, 2012) a subdukce a gravitační usazování formací pásového železa (Dobson & amp Brodholt, 2005).

Kompozičně anomální povaha hlubokého pláště má důležité důsledky pro konvekci pláště, a tedy pro tepelný vývoj Země. Zejména přítomnost kompozičně hustého materiálu na CMB snižuje množství tepla, které proudí z jádra do pláště, což je jeden ze zdrojů energie pro konvekční tok. Toto efektivní přikrývání CMB má důsledky pro rychlost, s jakou se plášť od vzniku jádra ochladil. Kromě toho, jak již bylo diskutováno dříve, tok tepla přes CMB řídí rychlost ochlazování a zamrzání zemského jádra: tedy historii geodyna.

Mantle's Hot Upwelling Flow

Když je teplo vedeno z jádra do pláště, vytváří ve spodní části pláště horkou tepelnou mezní vrstvu (TBL). Horký materiál TBL se tepelně rozpíná a stává se bójně nestabilním. Když je TBL dostatečně zahuštěný a vztlakový, aby stoupal přes nadměrný viskózní plášť, může stoupat vzhůru ve formě horkých proudů pláště, nazývaných také oblaky plášťů, a potenciálně dosáhnout povrchu. Příchod oblaku na povrch může generovat sopečnou činnost nebo aktivní bod a odklonit povrch nahoru, což vytvoří vysokou topografii nebo bobtnání horkého bodu. Materiál horkého oblaku také projde tavením, když vystoupá na nižší tlaky a vyvolá vulkanismus, výsledné lávové proudy mohou sloužit jako další povrchový podpis podkladových konvekčních plášťových proudů.Například velké vulkanické svahy Themis, Eastern Eistla a Central Eistla na Venuši (Smrekar & amp Stofan, 1999) a vzestup Tharsis na Marsu (Wenzel, Manga, & amp Jellinek, 2004) byly interpretovány jako projevy základní aktivity oblaku (viz Steinberger et al., 2010).

Předpokládá se, že geometrie oblaku je houbovitá, s oblakovou hlavou o průměru několika stovek kilometrů, následovanou válcovitým oblakem ocasu, který může být dlouhý až do hloubky pláště a v průměru 100 km nebo méně (Whitehead & amp Luther, 1975 White & amp McKenzie, 1989 Olson, 1990 Sleep, 2006] viz recenze v Ballmer, vanKeken, & amp Ito, 2015). Chvostové chvosty jsou relativně úzké a v případě Země je donedávna bylo obtížné seismologicky vyřešit (Montelli et al., 2004 French & amp Romanowicz, 2015). Kromě toho se planetové pláště ohřívají jak zespodu (jádrem), tak zevnitř (prvotním teplem a radioaktivními prvky), síla oblaků (tj. Jejich velikost a tepelná anomálie) klesá s klesajícím příspěvkem ohřevu dna, protože to je to, co řídí velikost a teplotu TBL. Detekce oblaku je tedy pomocí gravitačních měření, seismologie i vulkanismu náročná na planetách, které jsou převážně zahřívány zevnitř, jak se zdá být v případě pozemských planet v naší sluneční soustavě.

Chocholy a středooceánské hřebeny na Zemi

Když nová počáteční oblaka poprvé dosáhne povrchu Země, předpokládá se, že zpočátku generuje rozsáhlou sopečnou činnost, často označovanou jako povodně čedičový vulkanismus, což vede k velkým magmatickým provinciím (např. Ontong-Java Plateau, Columbia River Basalts , Deccanské pasti a sibiřské pasti). Tato počáteční erupce je spojena s masivním povodňovým čedičovým vulkanismem a je zjevně následována nepřetržitou aktivitou hotspotů dodávanou úzkým oblakem (Richards, Duncan, & amp Courtillot, 1989 Ballmer et al., 2015). Tento probíhající hotspotový vulkanismus lze někdy považovat za řetězec vulkanických ostrovů (typicky na mořském dně, kde oblak může snadno proniknout do tenčí litosféry), zejména stacionární oblak přivádí lávu na povrch tektonické desky, která se pohybuje ve vztahu k němu, čímž vytváří řetězec sopek s charakteristickým věkovým vývojem, jehož archetypickým příkladem je hotspotový řetězec Hawaiian – Emperor, který sahá přes mořské dno severního Pacifiku. Na rozdíl od běžnějších forem vulkanismu, které se vyskytují na středooceánských hřebenech a sopečných obloucích souvisejících se subdukcí, se hotspoty často vyskytují v interiérech desek a nejsou obecně spojeny s procesy na hranici desek.

Klasický pohled na oblaky plášťů jako na čistě tepelné upwelling proudy byl v posledních letech zpochybněn kvůli topografickému vzestupu velkého kilometrového rozsahu, který je předpovídán pro tepelný oblak dopadající na litosféru (White & amp McKenzie, 1989), ale to není vždy pozorováno (Czamanske, Gurevitch, Fedorenko a amp Simonov, 1998 Korenaga, 2005 Sun et al., 2010). Jedním z navrhovaných řešení této nekonzistence jsou kompozičně anomální chocholy (známé také jako termochemické chocholy), jejichž materiál pláště je obohacen o těžší prvky a je tedy skutečně hustý ve srovnání s „normálním“ pláštěm (ale samozřejmě stále pozitivně vznáší na jejich vysokou teplotu) (Dannberg & amp Sobolev, 2015). Termochemické chocholy jsou méně nadnášené než klasické čistě tepelné chocholy, a proto stoupají pomaleji a vytvářejí méně dynamickou topografii, v souladu s pozorováním. Termochemické oblaky současně vysvětlují další rys oblaku vulkanismu, konkrétně jejich geochemicky odlišné čedičové lávy, pokud jde o stopové prvky a izotopy, ve srovnání s čedičovými lávami odvozenými z hřebenů středního oceánu (Hofmann & amp White, 1982 Zindler & amp Hart, 1986 Kobayashi, Tanaka, Moriguti, Shimizu, & amp Nakamura, 2004 Jellinek & amp Manga, 2004 Sobolev, Hofmann, Sobolev, & amp Nikogosian, 2005 Jackson & amp Dasgupta, 2008 Sobolev et al., 2011). Výrazná geochemie hotspotových láv je jedním z argumentů, proč se o nich předpokládá, že jsou extrahovány z oblasti pláště, která je hluboce usazená a alespoň částečně oddělená od cirkulace pláště velkého tektonického měřítka. Prostorová korelace lávy odvozené od oblaku na povrchu a jejich projekce až k LLSVP a ULVZ na CMB poskytuje další podpůrný důkaz o jejich hlubokém původu (Torsvik, Smethurst, Burke a amp Steinberger, 2006 Burke et al., 2008 Dziewonski et al., 2010 Steinberger & amp Torsvik, 2012).

Vertikální tok svršků horkých plášťů indukuje boční tok podél CMB v důsledku dynamického nízkého tlaku, který se vytváří na základně oblaků. Jak se okolní materiál nasává do stoupajícího oblaku, táhne spolu s ním i podkladový, případně kompozičně heterogenní materiál. Jedná se o proces, při kterém oblaky mohou potenciálně přivést chemicky odlišný materiál z hlubokého pláště až na povrch a vytvořit geochemicky odlišné lávy. Jako takové jsou lávy odvozené od oblaku oknem do chemické struktury hlubokého pláště.

Další složkou toku navíjení, který je spojen s deskovou tektonikou a je tedy pro Zemi jedinečný, je zpětný tok pláště, který kompenzuje (nebo je posunut) pohybem desek dolů. Materiál, který tvoří zpětný tok, se nakonec stane nejnediferencovanější částí tektonických desek, což odpovídá jejich zahušťování, jak stárnou. Na rozdíl od aktivně se zvedajících oblaků není vulkanismus MOR spojen s nadměrným vztlakem horkého materiálu, ale spíše s jeho pasivním růstem v reakci na litosférický šířící se pohyb, což je patrné například ve východním Pacifiku, který je nejrychlejším šířící se hřeben na Zemi a postrádá gravitační anomálii nebo hlubokou seismickou strukturu (Forsyth et al., 1998), z čehož vyplývá, že je isostaticky podporován a není zvedán žádným hlubokým proudem zvyšujícím napětí (Runcorn, 1963 Davies, 1988). MORs tvoří divergentní hranice desek, kde jsou nejprve vytvořeny tektonické desky. Mnoho hřebenů se iniciuje jako riftové zóny během kontinentálního rozpadu a nakonec se stávají místy šíření mořského dna, které oddělují kontinenty, tyto procesy jsou nedílnou součástí klasického Wilsonova cyklu, zahrnujícího opakované uzavírání a otevírání oceánů (Wilson, 1968).

Oblast pláště, která prochází částečným tavením pod hřebenem, je široká několik set kilometrů (Forsyth, et al. 1998). Jak však tavenina migruje na povrch, zaostřuje jen na několik kilometrů od osy šíření a vytváří úzké oblasti, kde je umístěna oceánská kůra a kde je lokalizována deformace (Morgan, 1987 Spiegelman & amp McKenzie, 1987 Parmentier, 2015) . Fyzické vysvětlení, proč je vulkanismus MOR zaměřen na úzké hřebenové struktury, souvisí (a je stejně záhadné) jako příčina silných desek a slabých hranic desek. Hřebenová orientace typicky zrcadlí subdukční zóny, které nakonec přivádějí, což znamená, že se mohou iniciovat jako lokalizace kmene, jako je například nestabilita zúžení krku s vlastním zaostřováním (Ricard & amp Froidevaux, 1986). Takové mechanismy jsou věrohodné, pokud lze napětí v litosféře v důsledku tahu desek vést na značné vzdálenosti. Příčinou vzniku a geometrie hřebenů zůstává aktivní oblast výzkumu.

Lávy produkované v MOR a hotspotech jsou známé jako Mid-Ocean Ridge Basalts (MORB) a Ocean-Island Basalts (OIB). Být přímými vzorky pláště, jejich petrologického složení a chemie stopových prvků je velmi zajímavé pro pochopení dynamiky a struktury pláště (Hofmann, 1997, 2003 van Keken, Hauri, & amp Ballentine, 2002 Tackley, 2015). Například odlišné rysy MORB a OIB znamenají, že pocházejí z různých zdrojových oblastí v plášti s omezenou výměnou materiálu mezi nimi. Geochemická měření stopových prvků, zejména nekompatibilních prvků (které se při částečném tavení snáze rozpouští v tavenině horniny než její pevné látce), jako je uran, thorium a helium, ukazují, že MORB a OIB jsou měřitelně odlišné: MORB se zdají být významně vyčerpány v těchto stopových prvcích relativně k OIB, což znamená, že zdrojová oblast MORB prošla předchozím tavením a vyčerpáním ve srovnání s OIB (Hofmann & amp White, 1982 Zindler & amp Hart, 1986). Nastupující model proudění svrchního pláště má zdroj MORB omezený na oblast v horním plášti, která byla opakovaně cyklována deskovým tektonickým procesem tání středooceánského hřebene a oddělováním oceánské kůry a stopových prvků od pláště. OIB na druhé straně zdánlivě pochází z části pláště, která viděla jen málo, pokud by jakékoli z těchto procesů tavení, a proto by byla izolována pravděpodobně v hloubce od horního pláště a deskové tektonické cyklování (Allégre, 1982 Tackley, 2015 a odkazy v něm uvedené).

Vrstvení pláště je také implikováno domnělým paradoxem tepelného toku. Konkrétně, pokud by plášť byl složen výhradně ze zdrojového materiálu MORB, který je ochuzen o U, Th a K, pak by jeho radioaktivní ohřev nebyl dostatečný k zohlednění pozorovaného odtoku tepla pláště 38 TW. Tuto nekonzistenci lze vyřešit předpokládáním vyšší koncentrace radioaktivních prvků ve spodním plášti, což pak také znamená, že plášť není dobře promíchán a mezi horním a spodním pláštěm je alespoň určité oddělení konvekčního proudění. Pokud je však příspěvek z prvotního tepla na čistý tepelný výkon pláště stejný nebo větší než radiogenní zdroj, lze pozorovaný tepelný tok sladit s nízkou koncentrací radioaktivních prvků, čímž se vyřeší tento takzvaný paradox tepelného toku (Christensen, 1985 Korenaga, 2003, 2008).

Další geochemický argument pro omezenou výměnu mezi spodním a horním pláštěm pochází z převzetí složení „sypkého křemičitanu Země“ (tj. S kombinovaným pláštěm a kůrou) a za předpokladu, že kontinentální kůra byla z ní odstraněna jednotně. Zbytky pláště, které po tomto myšlenkovém experimentu zůstaly, jsou ve srovnání se zdrojem MORB příliš obohaceny o nekompatibilní prvky. Extrakce kontinentální kůry pouze z horní třetiny do horní poloviny pláště však způsobuje dostatečné vyčerpání k reprodukci složení zdroje MORB (viz van Keken et al., 2002). Rozvrstvený plášť s mělkou částí pláště, která se oddělila a vytvořila kontinentální kůru, přičemž v hlubším plášti zanechala doplňkovou nevyčerpanou oblast, vytváří geochemicky věrohodný model složení pláště. Stojí za zmínku, že celkový objem dvou hlavních LLSVP nebo dokonce celé vrstvy D ”nestačí na to, aby pojal veškerou neoddělenou část pláště, a proto nemůže sám odpovídat za veškerý obohacený materiál pláště. Vrstva o tloušťce 1 000 km na spodní straně pláště by byla potenciálně dostatečně velká, aby sloužila jako úložiště nesegregovaného materiálu (Kellogg, Hager, & amp van der Hilst, 1999), avšak tato vrstva nebyla nikdy seismologicky pozorována.

Zůstává rozpor mezi geochemickými a geofyzikálními závěry vrstvené versus konvekce celého pláště. Z modelů seismické tomografie existují přesvědčivé důkazy pro výměnu materiálu mezi spodním a horním pláštěm, přičemž subdukční desky zasahující do spodního pláště (van der Hilst, Widiyantoro, & amp Engdahl, 1997 Grand, van der Hilst, & amp Widiyantoro, 1997), jako stejně jako oblaky plášťů procházející přechodovou zónou (Montelli et al., 2004 Wolfe et al., 2009 French & amp Romanowicz, 2015), přesto se zdá, že geochemická data argumentují pro vrstvený plášť s izolovaným a nevyčerpaným pláštěm v hloubce. Některé pokusy o sladění těchto pozorování obcházejí problém vrstvené konvekce (která není pozorována) namísto vyvolání diferenciálního tání. Například jeden model předpokládá plášť jako švestkový pudink, kde „švestky“ jsou rozptýlené oblasti obohacené těkavými prvky, zatímco zbytek pláště je vyčerpaný „pudink“ (Morgan & amp Morgan, 1999 Becker, Kellogg, & amp. O'Connell, 1999 Tackley, 2000c). Velikost švestek a jejich stupeň relativního obohacení nekompatibilních a radiogenních prvků závisí na jejich předpokládaném původu a historii míchání pláště, které jsou velmi nejisté. Obohacené domény se mohou roztavit při vyšších tlacích, zatímco vyčerpané vyžadují k roztavení nižší tlaky. Jeden z navrhovaných scénářů předpokládá, že oblak pláště dopadající na základnu 100 km silné litosféry by většinou roztavil „švestkový“ materiál (zdroj OIB), zatímco část pláště, která stoupá k nižším tlakům na hřebenech, taví další vyčerpaná „pudinková“ složka (zdroj MORB), což vede k MORB, který se jeví jako vyčerpaný vzhledem k OIB (Ito & amp Mahoney, 2005a, 2005b). Další model argumentuje pro konvekci celého pláště, ale bere v úvahu různé schopnosti minerálů pláště absorbovat vodu: Zejména materiály přechodové zóny absorbují vodu snadněji než horní plášť. Když se materiál pláště pasivně zvedá přes přechodovou zónu (jako součást zpětného toku poháněného deskou) a vstupuje do horního pláště na hranici 410 km, blíží se nasycení vodou a je pravděpodobnější, že se roztaví. Tání v pásmech nebo filtrech o hloubce 410 km, svrchní plášť z nekompatibilních prvků, který tvoří vyčerpaný zdroj MORB. Na druhou stranu obláčky pláště procházejí přechodovou zónou příliš rychle, aby se hydratovaly, což omezuje množství tání a filtrování těkavých látek, které mohou podstoupit, když překročí hranici 410 km. Zdá se tedy, že lávy pocházející z chocholového materiálu, OIB, pocházejí z obohaceného pláště (Bercovici & amp Karato, 2003). Predikce tavicího místa v hloubce 410 km odvozená z tohoto modelu, známého jako model vodního filtru přechodové zóny, byla podpořena některými seismologickými studiemi (Revenaugh & amp Sipkin, 1994 Tauzin et al., 2010). Stále však existuje významná nejistota týkající se vlastností tavení a rozpustnosti nekompatibilních prvků, což vyžaduje další omezení pro testování modelů, které vyvolávají rozdílné tavení. Stručně řečeno, konfliktní geochemická a geofyzikální inference vrstvené versus celoplášťové konvekce zůstává nevyřešeným problémem.

Základy tepelné konvekce

Abychom pochopili původ a mechaniku důležitých vlastností konvekce pláště, které jsme zkoumali výše, je nutné přezkoumat základní fyziku tepelné konvekce. Například tektonické desky, desky, litosférické kapky a obláčky plášťů jsou všechny formy tepelných mezních vrstev, které jsou běžné pro konvekci v jakémkoli tekutém systému. Nejjednodušší forma tepelné konvekce se označuje jako Rayleigh – Bénardova konvekce, pojmenovaná po francouzském experimentátorovi Henri Bénardovi, který rozpoznal nástup konvektivního pohybu v tekutinách ze statického vodivého stavu a tvorbu pravidelných proudění v konvekční vrstvě (Bénard , 1900, 1901) a britský teoretický fyzik a matematik Lord Rayleigh (William John Strutt), který poskytl teoretický rámec pro vysvětlení Bénardových experimentálních výsledků (Strutt, 1916).

Systém Rayleigh – Bénard je idealizovaný model tekuté vrstvy, která má konečnou tloušťku, ale je nekonečná ve všech vodorovných směrech. Vrstva se ohřívá rovnoměrně zespodu a ochlazuje seshora aplikací pevné vysoké a nízké teploty na spodní a horní hranici. Jak se spodní část vrstvy zahřívá, tepelně se rozpíná, což snižuje její hustotu a zvyšuje její vztlak vzhledem k nadměrně chladnějšímu materiálu (analogicky se materiál nahoře ochlazuje, smršťuje a negativně vznáší). Výsledná stratifikace hustoty, s materiálem s nízkou hustotou pod materiálem s vysokou hustotou, je gravitačně nestabilní a může vést k proudění tekutiny, které převrátí vrstvu, čímž se horký materiál zvedne a studený materiál dolů. Samozřejmě, protože teplota na hranicích zůstává neměnná, cyklus pokračuje tím, že se nově přicházející materiál dole zahřívá a stoupá, zatímco materiál nahoře se ochladí a klesne. Nakonec systém dosáhne dynamické rovnováhy s bočně se střídajícími oblastmi proudů upwelling a downwelling.

Obrázek 6. Výsledek numerické simulace Rayleigh – Bénardovy konvekce ve dvourozměrné rovinné vrstvě při Ra a = 10 5. Černá a bílá představují studenou a horkou tekutinu. Modifikováno od Bercovici et al. (2015).

Konvekční tok tekutiny je forma přenosu tepla, která se aktivuje, když tepelná vodivost není dostatečně účinná, aby vyhověla tepelnému toku. Například pokud je vrstva dostatečně tenká, může vést teplo difúzně molekulárními vibracemi, takže tekutina může zůstat statická a získat vodivý teplotní profil v celé své hloubce. Konvekční pohyb se objeví, když tepelně indukované anomálie hustoty indukují tok, který je dostatečně silný, aby odolal stabilizujícím účinkům tepelné difúze. Kromě toho, zatímco tepelný kontrast přes vrstvu dodává vztlak pro řízení toku, viskózní odpor kapaliny je proti. Soutěž mezi tlakem tepelným vztlakem a tlumením viskozitou a tepelnou difúzí je charakterizována bezrozměrným poměrem nazývaným Rayleighovo číslo

kde ρ je hustota kapaliny, g je gravitace, α je tepelná roztažnost, Δ T je rozdíl teplot mezi spodní a horní hranicí, d je tloušťka vrstvy, μ je viskozita kapaliny a κ je tepelná difuzivita kapaliny. Čím vyšší je hodnota Ra, tím vyšší je sklon ke konvekčnímu převrácení. Ra potřebuje překročit určitou hodnotu, nazývanou kritické Rayleighovo číslo Ra a c, aby vzbudil konvektivní tok. Hodnota R ac je obvykle řádově 1 000, přičemž přesná hodnota závisí na tepelných a mechanických vlastnostech vodorovných hranic (např. Zda je hranice pevná nebo otevřená pro vzduch nebo prostor, viz Chandrasekhar, 1961). .

Charakteristické fyzikální vlastnosti zemského pláště vstupujícího do Rayleighova čísla jsou ρ ≈ 4000 kg / m 3, g = 10 m / s 2, α = 3 × 10 –5 K –1, Δ T ≈ 3000 K, d = 2900 km , μ = 10 22 Pa s (dominuje spodní plášť) a κ = 10 - 6 m 2 / s (viz Schubert, Turcotte a amp Olson, 2001). Podle (1) to vede k Rayleighovu počtu přibližně 10 7, což je mnohem více než superkritické. Navzdory extrémně vysoké viskozitě pevné horniny, která tvoří plášť Země, plášť překlenuje velkou hloubku a je vystaven vysokému tepelnému kontrastu, a proto se energicky mění.

Zatímco vlastnosti jiných pozemských planet jsou méně známé než pro Zemi, existují přiměřená omezení jejich gravitačního zrychlení, tloušťky pláště a povrchové teploty (tabulka 1).Za předpokladu, že jejich materiálové vlastnosti jsou podobné zemským, můžeme odhadnout Rayleighova čísla pro pláště jiných pozemských planet: 104 pro Merkur, 107 pro Venuši a 106 pro Mars. S výjimkou Merkuru, jehož Ra je nanejvýš řádově nadkritický, se plášť skalnatých planet ve sluneční soustavě zdá být ochlazován převážně konvekcí.

V konvekčním systému teplo, které je transportováno svrchními a spodními svorkami, nejprve vstupuje do vrstvy tekutiny přes vodorovné hranice vedením přes tepelné mezní vrstvy (TBL). TBL jsou části tekutiny, které se po dostatečném zahřátí nebo ochlazení stanou nestabilními a stoupají jako horní otvory nebo klesají jako spodní otvory. Čím déle trvá, než tepelná difúze vyvolá dostatečný vztlak a destabilizuje TBL, tím silnější jsou před převrácením, a tedy vertikální proudy, které tvoří, jsou širší. Čím nižší je číslo Rayleigh, tím déle trvá, než budou TBL nestabilní. Ve skutečnosti dalším způsobem, jak zobrazit systém v podkritickém Ra, je to, že v době, kdy by TBL byly dostatečně silné, aby se převrátily, již pokrývají celou hloubku vrstvy, a proto vrstva zůstává stabilní. Na opačném konci, v hodnotách Ra vysoko nadkritických, se podaří vyvinout pouze tenké TBL, než podstoupí gravitační nestabilitu. Jak TBL s horkým dnem začíná stoupat, oblast, kterou zabírala, se doplní nově přicházejícím studeným materiálem a analogicky pro TBL se studeným vrcholem. Mezitím se materiál mezi bočně se pohybujícími TBL a svisle se pohybujícími horními a dolními otvory jednoduše pohybuje viskózním odporem z okolního toku a nakonec se ekvilibruje na jejich průměrnou teplotu. (Ve skutečnosti, pokud je vrstva dostatečně hluboká, takže tlaky jsou srovnatelné s nestlačitelností tekutin, není tekutina mezi TBL izotermická, ale adiabatická.) Adiabatický profil je způsoben pohybem materiálu nahoru nebo dolů dostatečně velkými změnami tlaku vyvolat kompresi nebo dekompresi, ale dostatečně rychle, aby měl materiál málo času na výměnu tepla se svým okolím. Materiál, který stoupá a expanduje z dekomprese, musí zvýšit svoji mechanickou nebo „reverzibilní“ vnitřní energii (v zásadě tlak krát objemová změna), a k tomu využívá vlastní tepelnou vnitřní energii, která vede k „ochlazení“ materiálu (i když jedinou výměnou energie je sama se sebou). Rostoucí materiál má tedy adiabatický pokles teploty. Podobně se potápějící se a stlačující materiál vzdává své mechanické energie na tepelnou energii, což způsobuje jeho zjevné „zahřátí“, což vede ke zvýšení teploty pro potápějící se materiál. Průměrné adiabatické teplotní profily chlazení a topení se jeví jako průměrný adiabat. Typický teplotní profil napříč hloubkou energicky konvekční vrstvy má úzké oblasti (TBL) nahoře a dole, které pojmou většinu teplotních skoků přes vrstvu, přičemž většina vrstvy v interiéru je izotermická nebo adiabatická (obrázek 7) .

Tepelný tok (výkon na jednotku plochy) z konvekční vrstvy je v podstatě dán teplem, které je vedeno přes TBL, dané k Δ T / δ, kde k je tepelná vodivost (jednotky WK - 1 m - 1) , Δ T / 2 je pokles teploty z izotermického (nebo adiabatického) vnitřku na povrch a δ / 2 je tloušťka TBL. Pro srovnání je tepelné vedení přes statickou nekonvekční vrstvu k Δ T / d. Poměr tepelného toku v konvekční vrstvě k čistě vodivé vrstvě je tedy d / δ, kterému se říká Nusseltovo číslo N u (pojmenované po německý inženýr Wilhelm Nusselt, nar. 1882 - d. 1957). Vztah mezi Nu a konvektivní energií parametrizovanou Ra je důležitý pro pochopení účinnosti konvekčního chlazení planetárních těles. Konvekční přenos tepla je často psán jako N u (k Δ T / d) a při zvažování tohoto vztahu Howard (1966) tvrdil, že přenos tepla přes hloubku energicky konvekční vrstvy tekutiny je tak rychlý, že tloušťka vrstvy není faktor omezující rychlost při uvolňování tepla, a tedy tepelný tok by měl být nezávislý na hloubce kapaliny d to znamená, že protože Ra

Ra 1/3, který poskytuje konvekční tepelný tok N u (k Δ T / d), který je nezávislý na d. Obecně platí, že protože tekutina je vodivá pro Ra ≤ R ac, často se píše, že N u = (Ra / R ac) 1/3 (i když N u = 1 pro Ra ≤ R ac), což je rozumně přesný vztah zrozený z jednoduchých experimentů a počítačového modelování (Schubert et al., 2001 Ricard, 2015). Tento vztah také naznačuje, že poměr šířky tepelné hranice k hloubce vrstvy tekutiny je 5 / d

Ra - 1/3, což ukazuje, že TBL se stávají stále tenčími, jak se konvekce stává energičtější.

Tabulka 1. Některé vlastnosti suchozemských planet a měsíce relevantní pro studie konvekce pláště

1 Hauck a kol. (2013) Tosi a kol. (2013)

4 Schubert a Spohn (1990) Harder (1998)

Zatímco průměrná tloušťka TBL je dobře aproximována δ

Ra - 1/3, stojí za zmínku, že tloušťka TBL se mění bočně: například když se tekutina v horní mezní vrstvě pohybuje od upwellingu k downwellingu, ochlazuje se a mezní vrstva se zahušťuje, jak se materiál ochlazuje vedle studený povrch. Zesílení závisí na tepelné difuzivitě κ a době setrvání nebo době t od opuštění upwelling. Co se týče konvekce v zemském plášti, horní studená tepelná mezní vrstva je typicky spojena s litosférou, vrstvou studené tuhé plášťové horniny, která je nominálně rozdělena na tektonické desky a dosahuje tloušťky asi 100 km. Jednoduché rozměrové úvahy ukazují, že tloušťka mezní vrstvy jde o κ t, což odpovídá známému věkovému zákonu pro pokles oceánského mořského dna s věkem od vzniku na středooceánských hřebenech, z čehož vyplývá, že mořské dno se hlouběji ochlazuje a zahušťování litosféry (např. Parsons & amp Sclater, 1977 Sclater, Jaupart, & amp Galson, 1980 Stein & amp Stein, 1992 Turcotte & amp Schubert, 2014), to zdůrazňuje, že oceánská litosféra je primárně konvekční tepelnou mezní vrstvou.

Obrázek 7. Náčrt teplotních profilů, ukazující, jak konvektivní míchání homongenizuje střední vodivou teplotu do téměř izotermického stavu (pokud je palivo nestlačitelné) s tepelnými mezními vrstvami, které jej spojují se studeným povrchem a horkou základnou (horní rám). Bez vnitřního vytápění je průměrná teplota interiéru průměrem horní a dolní teploty, účinkem přidání vnitřního vytápění (spodní rámy) je zvýšení střední teploty interiéru a tím změna relativní velikosti a poklesu teploty přes horní a spodní tepelnou hranici vrstvy.

Jednoduchá analýza tepla přenášeného deskami ukazuje, že desky a desky jsou nedílnou součástí konvekce pláště (Bercovici, 2003). Energetický tok Q spojený s deskou klesající rychlostí v s i n k je dán vztahem

kde Δ T ≈ 700 K, ρ ≈ 3, 500 kg m –3 a c p = 1 000 J kg K - 1 jsou tepelné anomálie desek, hustota a tepelná kapacita. A ≈ 2 π R δ je efektivní globální průřezová plocha všech desek překračujících hloubku, v níž se odhaduje energetický tok, přičemž δ ≈ 100 km je typická tloušťka desky, a za použití obvodu Země s R ≈ 6, 000 km k přiblížení čisté vodorovné délky všech desek (protože většina desek se vyskytuje v téměř velkém kruhu kolem tichomořské pánve). Za předpokladu, že klesající desky představují asi 80% povrchového toku tepla plášťů oceánským dnem (dalších 20% pochází z oblaků), takže Q = 0,8 * 38 TW, a řešení (2) pro vsink dává rychlost desky vsink ≈ 10 let - 1. To je v dobré shodě s pozorovanou rychlostí tektonických desek, zejména těch, ke kterým je připojena znatelná deska, takže tah desky je zvláště významný. Shoda mezi pozorovanou kinematikou desek a měřeným tepelným tokem na povrchu Země je jedním z hlavních úspěchů teorie dynamiky plášťů. Ve skutečnosti byly odpovídající konvekční rychlosti tekutin a rychlosti desek odvozeny také pomocí měření gravitace a tepelného toku (Pekeris, 1935 Hales, 1936), stejně jako jednoduchých dynamických modelů rovnováhy sil na klesajících deskách (např. Davies & amp Richards 1992).

Pochopení dynamiky konvekce pláště pomocí klasického Rayleigh – Bénardova modelu je komplikováno skutečností, že horniny pláště zdaleka nejsou obyčejnou tekutinou, přičemž nejvýznamnějším rozdílem je, že viskozita hornin je extrémně citlivá na teplotu. Pokles teploty o několik stovek stupňů Kelvina - věrohodný teplotní rozdíl napříč planetárními TBL - může zvýšit viskozitu o několik řádů, jak bude podrobně popsáno v následující části. Dynamickým důsledkem takového tepelného vyztužení je to, že když se horniny stávají chladnějšími a hustšími, a tedy náchylnějšími k potopení, stávají se také stále odolnějšími proti deformacím a proudění, což jim ztěžuje potopení. V závislosti na stupni tepelného vyztužení studeného TBL existují tři možné režimy konvekce zemského pláště (Solomatov, 1995 Solomatov & amp Moresi, 1997). Když je poměr maximální (nejchladnější) k minimální (nejteplejší) viskozitě mírný, například menší než asi jeden řád, studený TBL se plně účastní konvekčního oběhu. Tento režim může být nejvhodnější pro Zemi, která se vyznačuje neustálým downwellingem jejího povrchu v subdukčních zónách. Tepelné ztuhnutí zemské litosféry je však podstatně více než o jeden řád, což naznačuje, že existuje oslabující mechanismus (jedinečný pro Zemi, jak je popsáno dále), který kompenzuje tepelný účinek. Při středních viskozitních poměrech asi dvou až čtyř řádů je tok studeného TBL významně omezen, což znamená, že proudí mnohem pomaleji než podkladový plášť. Nakonec při poměru viskozity více než čtyři řády se většina studeného TBL znehybní. Hlubší nejměkčí části TBL se mohou podílet na proudění konvekčního pláště, avšak mělčí nejchladnější části působí jako rigidní okrajová podmínka k podkladové vrstvě konvekčního pláště. Zdá se, že tento takzvaný režim stagnujícího víka se odehrává na Marsu a Merkuru (pokud se Merkurův plášť vůbec konvekuje). Neschopnost strhnout nejvyšší část litosféry účinně snižuje teplotní rozdíl, který pohání konvekci, Δ T v (1), protože pokles teploty v dolní, měkčí, pohyblivé části studeného TBL je menší než v případě poklesu napříč celý TBL. Menší efektivní teplotní kontrast TBL a větší odpor pevné horní hranice působí na snížení Ra takzvaných jednodeskových planet, díky čemuž se konvekují a chladí méně efektivně než Země. I když se studený TBL nemusí recyklovat do pláště, povrch planet, které jsou v režimu stagnujícího víka, se může stále obnovovat vulkanismem, jak bylo navrženo pro planety vykazující chování tepelných trubic (Spohn, 1991 Moore et al., 2017 ), nebo v důsledku litosférické delaminace, popsané v části „Studená tepelná mezní vrstva pláště“.

Dynamika horkého TBL na základně planetového pláště je ovlivněna také teplotní závislostí viskozity. Přesněji řečeno, pro nástup nového horkého návalu, protože žhavější materiál je méně viskózní, je méně schopný vytlačovat chladnější a tužší okolní plášť, aby skrz něj mohl stoupat. Kapalina ve spodní části TBL přetrvává na CMB, protože shromažďuje dostatek vztlaku k překonání viskózní odolnosti nadložního pláště. Jakmile tekutina nashromáždila dostatečný tepelný vztlak, začala rychle stoupat pláštěm a nejprve vytvořila diapirický oblak (Whitehead & amp Luther, 1975), který účinně odvádí zbývající nízkoviskózní horký TBL ze dna (Bercovici & amp Kelly, 1997). . Efektivní dodávka horkého materiálu ze spodní části pláště dále podporuje stoupání oblaků. Tyto dvě fáze tvorby oblaku jsou zodpovědné za jeho tvar houby - počáteční shromažďování horkého materiálu tvoří velkou hlavu oblaku a následné rychlé vypouštění horkého TBL při výstupu tvoří úzký oblak ocasu (Campbell & amp Griffiths, 1990).

Dalším kontrastem mezi konvekcí pláště a idealizovaným Rayleigh-Bénardovým modelem je, že planetární pláště jsou ohřívány nejen spodní hranicí označovanou jako „bazální ohřev“, ale také uvolňováním radiogenního i prvotního tepla distribuovaného objemem tekutina, nazývaná „vnitřní vytápění“. Přidáním účinku vnitřního ohřevu k modelu konvekční vrstvy se zvýší teplota jejího vnitřku, čímž se přiblíží teplotě spodní hranice (namísto průměru dvou hraničních teplot, jak je tomu v klasickém symetrickém Rayleighově –Bénardův model). I když se tím sníží teplotní skok přes spodní TBL, skok přes horní TBL se zvětší, protože horní hranice nyní musí odvádět teplo vstřikované skrz dno plus teplo generované z interiéru (obrázek 7). Výsledkem je, že horní TBL v systému s vnitřním ohřevem je více negativně vznášející se a vytváří silnější downwellings, zatímco proudy upwelling jsou menší a slabší, ve srovnání se systémem, který je zcela bazicky zahříván. Silná teplotní závislost viskozity hornin plášťů dále přispívá k této asymetrii, přičemž tepelně vyztužené studené spodní vrstvy musí získat větší tepelný vztlak, aby překonaly svůj vlastní viskózní odpor a klesly. Konvekční proudy na Zemi skutečně mají velké studené desky s velkými tepelnými anomáliemi (řádově 700 K) a menšími oblaky se slabšími tepelnými anomáliemi (řádově 200 K).

Konvekční proudy se také samy organizují takovým způsobem, že se optimalizuje horizontální rozestup mezi horními a dolními otvory: není příliš malý, takže na sebe nepůsobí příliš mnoho viskózního odporu a / nebo příliš rychle neztrácejí teplo jiné, a ne příliš velké, aby mezi nimi nemuseli házet příliš velkou hmotu. Kromě toho je separační vzdálenost mezi svislými proudy určena časem, který je potřebný pro materiál, který dorazí a pohybuje se bočně podél vodorovných hranic, aby vedl dostatek tepla tak, aby se stal konvektivně nestabilním. Teorie konvektivní nestability předpovídá, že horizontální rozestup mezi horními a dolními otvory je přibližně stejný jako hloubka vrstvy d (o něco větší na začátku konvekce, ale shodně d jako Ra se stává velmi velkým). Aplikování této teoretické predikce na plášť je komplikováno vlastnostmi materiálů plášťů, které mají sklon narušit symetrii toku pozorovanou v idealizovaném Rayleigh-Bénardově modelu. Zejména silně závislá na teplotě viskozita znamená, že studený TBL musí trávit více času v blízkosti povrchu, a tak cestovat dále příčně, než bude dostatečně těžký, aby se ponořil proti svému vlastnímu viskóznímu odporu, což má za následek konvekční buňky, které jsou širší než hloubka pláště (Weinstein & amp Christensen, 1991). Je pozoruhodné, že pokud stupeň tepelného vyztužení staví konvekci do stagnujícího režimu víka, pak se poměr stran konvekční části vrstvy blíží jednotě. Kromě toho viskozita pláště roste s hloubkou vlivem tlaku (Sammis, Smith, Schubert, & amp Yuen, 1977) a výsledná překážka vertikálního toku také působí na zvětšení šířky konvekčních buněk (Christensen & amp Harder, 1991 Bunge, Richards & amp; Baumgartener, 1996). Pro Zemi je charakteristická délková stupnice konvekce pláště, přičemž většina downwellings se vyskytuje v torusu podél obvodu planety a upwelling flow se zaměřuje na dvě oblasti na obou stranách torusu (jedna pod Afrikou a druhá pod Pacifikem, kde možná ne náhodou sídlí LLSVP) - nebo to, co je známé jako sférický vzor konvekční harmonické stupně 2 - je skutečně větší než hloubka pláště. Dalším příkladem, i když méně dobře omezeným, je navrhovaný konvekční vzorec stupně 1 na Marsu, ve kterém byl vyvolán jediný upwelling na jižní polokouli, široce pod boulí Tharsis, aby vysvětlil anomálii gravitace a pozorovanou topografickou dichotomii (Zhong & amp. Zuber, 2001 Roberts & amp Zhong, 2006 Keller & amp Tackley, 2009). Pro tloušťku marťanského pláště, která se pohybuje mezi 0,4–0,6 poloměru planety (v závislosti na předpokládaném složení jádra a hustotě, viz Harder, 1998), znamená vzor stupně 1 charakteristickou konvektivní délkovou stupnici, která je mnohem větší než hloubka pláště . Viskozita závislá na teplotě a hloubce tedy může sloužit k vysvětlení velkého poměru stran konvekčních buněk konvekčního pláště ve srovnání s předpovědí systému Rayleigh – Bénard. Tři velké vulkanické výskyty na Venuši, které jsou pravděpodobně produkovány hluboce zakořeněnými oblaky pláště (Stofan, Bindschadler, Head, & amp Parmentier, 1991 Smrekar & amp Stofan, 1999), mohou také naznačovat nízký stupeň konvektivity, i když vzdálená měření gravitace a topografie nedokázaly potvrdit takovou planformu konvekce pro venuský plášť (Steinberger et al., 2010). Zda je plášť Merkuru v současné době konvekční, je nejasné, protože neexistují žádné náznaky vulkanismu, který by se odehrával před asi 3,5 lety (Namur & amp Charlier, 2017), a jeho předpokládané Rayleighovo číslo je jen mírně nadkritické.

Přítomnost fázových přechodů v planetárních pláštích ovlivňuje také konvektivní vzorec. Například zemský endotermický přechod wadsleyit-perovskit v hloubce 660 km brání vertikálnímu konvekčnímu proudění, přičemž jeho účinek je silnější pro struktury menšího rozsahu, jak prokázaly analytické a numerické studie (Bercovici et al., 1993 Tackley , Stevenson, Glatzmaier a amp Schubert, 1993, 1994 Tackley, 1996). Přechod 660 km pro Zemi (nebo 710 km pro Venuši, viz Ito & amp Takahashi, 1989) tedy funguje jako dolní propust, což účinně zvyšuje charakteristickou délkovou stupnici konvekčního proudění. Předpokládá se, že tento fázový přechod na Marsu je mnohem hlubší, asi v hloubce 1910 km (Harder, 1998), což ho velmi přibližuje marťanské CMB. Přítomnost astenosféry s nízkou viskozitou na Zemi dále snižuje horizontální odpor konvekčního proudění a zvyšuje velikost konvekčních buněk (Lenardic, Richards & amp Busse, 2006). Absence astenosféry na Venuši vylučuje stejný účinek (Kaula, 1990), ale předpokládá se, že se bude vyskytovat na Marsu, a dále podporuje konvekční vzorec marťanského pláště ve velkém měřítku (stupeň 1) (Harder & amp Christensen, 1996 Harder, 2000 Zhong & amp Zuber, 2001).Tloušťka pláště na Merkuru je pravděpodobně příliš malá na to, aby došlo k jakémukoli fázovému přechodu v pevné fázi.

3D konvekční obrazec v tekutinách s viskozitou závislou na teplotě byl také pozorován v experimentech (White, 1988) a numerických modelech (Ratcliff, Tackley, Schubert, & amp Zebib, 1997 Schubert et al., 2001), které vykazovaly upwellings ve formě válcovité oblaky uprostřed baldachýnu listových spodních vrstev je to hrubě použitelné na konvekci pláště na Zemi, přičemž listové desky vytvářejí tok dolů a válcovité oblaky tvořící oceánské ostrovy, projevující se jako intraplate vulkanismus na povrchu. Při skromnějších poměrech viskozity, například kvůli menšímu teplotnímu kontrastu přes plášť, jak tomu může být v případě Marsu a Venuše, se tok upwelling může organizovat do lineárních struktur, což možná vysvětluje pásma vulkanických vysočin pozorovaných na Venuši nebo na řetězci sopek v oblasti Tharsis na Marsu (Ratcliff et al., 1997 Schubert et al., 2001 Breuer & amp Moore, 2015). Zatímco hřebeny nebo šířící se středy Země jsou také lineární, primárně se jedná o mělké upwelling, nejlépe vysvětleno jako pasivní tažení vzdálenou silou (zdánlivě deskami), spíše než o hluboké konvektivní upwelling, který je otevírá. Vlastnosti konvekce pláště, které nejsou snadno vysvětleny klasickým Rayleigh-Bénardovým modelem, vznikají hlavně kvůli zvláštním tokovým vlastnostem horniny, která tvoří plášť, o nichž pojednáváme dále.

Jak může rock proudit?

Viskózní tok pevné horniny tvořící plášť (nazývaný také „tečení v pevném stavu“) je řízen řadou složitých procesů nebo reologií hornin, jejichž úplný přehled je nad rámec této eseje (viz Ranalli, 1995 Karato, 2008). Stručný nástin dominantních mechanismů, které upravují tok plášťů, konkrétně difúzní a dislokační tečení, však může pomoci ilustrovat, proč plášť není jednoduchá tekutina, a vysvětlit některé jeho hlavní rysy toku.

Deformace tečením v pevné fázi závisí na statisticko-mechanické pravděpodobnosti, že atom v krystalové mřížce opustí potenciální studnu svého mřížkového místa. Samotný potenciál je definován elektrostatickými nebo chemickými vazbami inhibujícími únik a Pauliho vylučovacím tlakem zabraňujícím příliš mačkání molekul k sobě. Mobilita atomů je určována Boltzmanovým rozdělením, které měří pravděpodobnost, že bude mít dostatek energie k překonání bariéry mřížkového potenciálu studny, která se často nazývá „aktivační energie“ (nebo místo toho se pro kolísání tlaku připouští aktivační entalpie). Tato pravděpodobnost závisí na Arrheniově faktoru e - E a / RT, kde E a je aktivační energie (J / mol), R je plynová konstanta (J / K / mol) a T je teplota RT představuje tepelnou excitační energii molekula ve studni. Jak T jde do nekonečna, pravděpodobnost úniku ze studny jde do 1, zatímco jak T jde do 0, pravděpodobnost úniku jde do 0.

Když na materiál působí napětí, mění se potenciální jímky tvaru krystalu, přičemž stěny na straně studny pod tlakem jsou stále strmější (stlačení molekul blíže činí Coulombovu přitažlivost v chemických vazbách silnější), zatímco stěny na strana studny pod napětím je mělčí (oddělující molekuly oslabují vazby). Pravděpodobnost, že atomy uniknou z jejich jamek, je tedy vyšší ve směru napětí, se spodní aktivační bariérou a mimo kompresi, což způsobí, že se médium deformuje ve směru tahu difúzí atomů v pevné fázi.

Přizpůsobení deformace difúzí atomů je známé jako difúzní tečení. Aby došlo k deformaci, musí atomy difundovat minerálními zrny nebo podél hranic zrn. Čím menší jsou zrna, tím menší je vzdálenost, kterou musí atom migrovat, než narazí na hranici zrna, kde více neuspořádané atomové uspořádání (ve srovnání s velikostí zrna) usnadňuje atomu pohyb. Viskozita difuzního tečení tedy závisí na velikosti zrn, přičemž čím menší jsou zrna, tím slabší je materiál.

Když se materiál deformuje dislokačním plíživým pohybem, je napětí vyrovnáno šířením dislokací skrz zrno. Dislokace jsou lineární defekty mřížky, kdy celá řada atomů může být mimo pořadí, přemístěna nebo chybí. Vyžaduje více energie k přemístění dislokace ve srovnání s jediným atomem, jako je tomu v případě difúzního tečení, ale jakmile je dislokace mobilizována, přizpůsobuje napětí účinněji než difuzní tečení (pokud zrna nejsou dostatečně malá). Jak se materiál plíží, nové dislokace se nukleují, přemisťují nebo ničí, takže se dislokační hustota materiálu vyvíjí a nakonec dosáhne ustáleného stavu, který je určen převážně stresem. Vzhledem k relativně velké velikosti dislokací mohou vzájemně interagovat prostřednictvím indukovaných dlouhodobých stresových polí, díky nimž jejich rychlost závisí na dislokační hustotě, která sama o sobě závisí na stresu. Tedy jak dislokační hustota, tak rychlost závisí na napětí, což vede k nelineární teologii tečení (tj. Viskozita závisí na napětí k nějaké síle).

Viskozity pro difuzní a dislokační mechanismy tečení lze zapsat jako

kde A a B jsou konstanty proporcionality, a je velikost zrna, σ je napětí (ve skutečnosti, protože napětí je tenzor, σ 2 je skalární druhý invariant tenzoru napětí), a m a n jsou exponenty, jejichž typické hodnoty jsou jsou 2 & lt m & lt 3 a 3 & lt m & lt 5. Aktivační energie jsou různé pro difúzní a dislokační tečení, například typické hodnoty pro olivín (nejhojnější minerál v horním plášti) jsou E a = 375 kJ mol - 1 a E ′ a = 530 kJ mol - 1, v daném pořadí (Hirth & amp Kohlstedt, 2003), tyto hodnoty se však mohou u jiných minerálů lišit. Předpokládá se, že difúzní a dislokační tečení se vyskytuje nezávisle na sobě v závislosti na napětí a velikosti zrna: pro dané napětí dominuje dislokační tečení pro velká zrna a difúzní tečení pro malá zrna, pro danou velikost zrna dominuje dislokační tečení pro velké napětí a difúzní tečení pro malé napětí (obrázek 8).

Obrázek 8. Deformační mapa prostoru napětí-teplota, včetně různých mechanismů dotvarování. Modifikováno od Bercovici et al. (2015).

Teplotní závislost reologie umožňuje teplotním změnám vyvolat mnoho řádových změn viskozity. Jeho účinek je nejhlubší v litosféře. Například pravděpodobný pokles teploty o 1 500 K přes marťanskou litosféru (Harder, 1998 Plesa & amp Breuer, 2014), za předpokladu 500 a 2 000 K nahoře (hloubka asi 100 km) a dole (hloubka asi 300 km) litosféry respektive by zvýšilo viskozitu dislokačního creepu o faktor 10 41, nebo difuzní creepovou viskozitu o faktor 10 29 (s využitím hodnot aktivační energie pro olivín z předchozího odstavce pro nedostatek lepších mineralogických omezení). Není tedy překvapením, že tepelně vyztužená část marťanské litosféry se neúčastní proudění konvekčního pláště, což ji činí v režimu stagnujícího víčka. Skromnější tepelný kontrast napříč venuskou litosférou, s asi 1200 a 1500 K nahoře a dole (za předpokladu, surově, za stejných tepelných podmínek jako na Zemi, ale s teplotou povrchu o 400 K teplejší), vede ke zvýšení viskozita dislokačního tečení o faktor 10 4 nebo difuzní tečení viskozita o faktor 10 3. Díky mírnému tepelnému vyztužení litosféry na Venuši je náchylnější k deformaci prouděním pláště, což možná vysvětluje epizodickou recyklaci jejího povrchu, o čemž svědčí její relativně mladý 500 Myr starý povrch.

Chlazení z teploty horního pláště Země od 1 500 K do 800 K na vrcholu její litosféry (hloubka asi 10 km) by zvýšilo viskozitu dislokačního tečení o faktor 10 16, nebo difúzní viskozitu tečení o faktor 10 11 ( pomocí hodnot aktivační energie pro olivín z předchozího odstavce). V tomto případě by viskózní odolnost proti deformaci a subduktování desky vyžadovala sílu, která daleko převyšuje sílu, která je k dispozici při vztlaku, což by znemožnilo konvektivní pohyb. Zemský povrch se však zjevně deformuje, jak dokazuje desková tektonika, a proto musí existovat nějaký další fyzikální mechanismus, který indukuje reologické oslabení a umožňuje deformaci litosféry. Dislokační tečení umožňuje mírné změkčení, jak se zvyšuje napětí. U výše uvedeného příkladu pro typický pokles teploty litosféry by však bylo nutné vyrovnat teplotní vyztužení nerealistickým zvýšením napětí o faktor 108. Difúzní tečení potenciálně umožňuje výrazné změkčení, pokud je zmenšena velikost zrn, a pro výše uvedený příklad by stačilo zmenšení velikosti zrn o faktor 10–3 k mobilizaci desky a / nebo umožnění potopení desky. Geologických příkladů zmenšení velikosti zrn v litosféře o tři a potenciálně více řádů ve silně deformovaných oblastech je mnoho (více v sekci „Tvarování tektonických desek“). Aktivní oblastí výzkumu je pochopení fyzikálních mechanismů odpovědných za reologické oslabení v litosféře, které vyrovnává tepelné ztuhnutí a umožňuje deformaci destiček.

Tvarování tektonických desek

Deskovitý charakter studené tepelné mezní vrstvy pláště nebo litosféry lze popsat jako velké oblasti silných, sotva se deformujících vnitřků desek, oddělených slabými a úzkými hranami desek, které procházejí intenzivní deformací (až na několik výjimek, jako je široká hranice difúzních desek, například v Indickém oceánu, viz Gordon, DeMets, & amp Royer, 1998). Pochopení fyzikálních mechanismů odpovědných za takový deskovitý pohyb, které vyžadují určitou formu reologického zeslabení a lokalizace napětí v litosféře, je jednou z největších otázek v geodynamice (nedávný přehled viz Bercovici et al., 2015). Navrhovaná řešení zahrnují komplexní deformační chování, jako jsou plastické, křehké nebo na zrnitost závislé reologie.

Křehká deformace je jedním z nejextrémnějších případů lokalizace přetvoření, kdy se materiál láme podél úzkých poruch, které zůstávají slabé i po ukončení deformace. Křehká reologie však není aktivní po většinu hloubky oceánské litosféry, čímž ustupuje semiduktilnímu a nakonec tvárnému chování v hloubkách větších než asi 10 km (Kohlstedt, Evans a amp Mackwell, 1995).

Dalším kandidátem na smykovou lokalizaci v litosféře je viskoplastika, která určuje, že materiál působí jako silná viskózní kapalina při nízkém namáhání. Ale jakmile napětí překročí mez kluzu, viskozita poklesne nebo v extrémních případech zůstane odpor proti proudění malý bez ohledu na rychlost deformace. Viskoskopické reologie mohou být úspěšné při generování deskovitého pohybu (Moresi & amp Solomatov, 1998 Trompert & amp Hansen, 1998 Tackley, 2000b van Heck & amp Tackley, 2008 Foley & amp Becker, 2009), ale je obtížné je sladit s dalšími důležitými pozorováními. Například zatímco je známo, že plastická poddajnost se vyskytuje v horninách, laboratorní experimenty s deformací horniny odvozují mnohem vyšší mez kluzu než to, co se používá v geodynamických modelech. Kromě toho jsou slabé zóny vytvořené v důsledku plastického poddajnosti aktivní pouze tak dlouho, dokud deformace pokračuje a zmizí (nebo znovu získá pevnost), jakmile deformace skončí. Naproti tomu je známo, že hranice tektonických desek jsou trvalé vlastnosti, které po určitou dobu zůstávají slabé i bez deformace a lze je transportovat s materiálem a později se znovu aktivovat (Toth & amp Gurnis, 1998 Gurnis, Zhong, & amp Toth, 2000). Ve skutečnosti mohou spící hranice desek (např. Stehy a zóny neaktivních zlomenin) zachovat svou deformační paměť ve formě vnitřních slabých zón v časových intervalech, které jsou mnohem delší než doba převrácení typického konvekčního pláště. Jinými slovy, sílu litosféry závislou na historii deformací nelze vysvětlit viskoplastickou reologií okamžitého typu.

Aby došlo k lokalizaci přetvoření, musí existovat mechanismus pozitivní zpětné vazby, ve kterém samotná deformace způsobí oslabení, slabé zóny následně koncentrují deformaci, která způsobí další oslabení atd. Jedním z příkladů takového dynamického samoslabení je spojení teplotně závislé viskozity a viskózního ohřevu: deformace způsobí třecí zahřívání, díky čemuž je materiál teplejší a slabší, a proto se snáze deformuje, což způsobí, že se deformace soustředí na slabou zónu, což vede k více zahřívání a oslabování atd. Vzhledem k tomu, že tepelné anomálie trvá určitou dobu, než se rozptýlí, mohou být teplé slabé zóny po určitou dobu zachovány a umožňují určitou závislost pevnosti materiálu na historii. U litosférického materiálu a materiálu pláště je však tepelná difúze relativně rychlá a paměť vyvolané slabosti trvá jen několik milionů let, což je méně, než kolik je zapotřebí k vysvětlení hranic desek s dlouhou životností. Při vysvětlování lokalizované litosférické deformace existují další omezení mechanismu tepelného samovolného změkčování. Například difuzní povaha tepelných anomálií umožňuje pouze slabou lokalizaci a toroidní pohyb. I když to samo o sobě nestačí, může tepelné změkčení ještě pomoci při lokalizaci kmene (Kameyama, Yuen, & amp Fujimoto, 1997 Foley, 2018).

Kapaliny v litosféře, jako je voda, ve formě pórů nebo vodných minerálních fází, mohou sloužit jako dlouhodobá oslabující činidla. V tomto případě může dojít k oslabení v důsledku snížení tření působením tlaku pórů nebo mazáním hranic desek zavedením sedimentů v subdukčních zónách nebo serpentinizací podél poruch. Životnost potenciálně slabých zón v geologických časových měřítcích je zajištěna pomalou chemickou difuzivitou vodíku v minerálech, na rozdíl od například mnohem rychlejších rychlostí difúze. Jednou z hlavních obtíží při vyvolávání vody pro oslabení litosféry je to, že její účinky budou pravděpodobně omezeny na malé hloubky. Konkrétně snížení tření tlakem pórů napomáhá křehkému selhání a třecímu klouzání, které jsou relevantní pouze v horní části zhruba 10–20 km hluboko. Požití vody do větších hloubek, řekněme na dno hranice desky v hloubce asi 100 km, by vyžadovalo zatlačit kapalinu proti velkému gradientu litosférického tlaku a zabránit jí v úniku (např. Vyvoláním zanedbatelných propustností). Existují mechanismy, jako je tepelné praskání (Korenaga, 2007) nebo vytváření dutin a mikrotrhlin prostřednictvím poškození deformací (Bercovici, 1998 Bercovici & amp Ricard, 2003 Landuyt & amp Bercovici, 2009b), které mohou potenciálně umožnit vodě proniknout a hadovat několik horních desítky kilometrů desky. Nejsou však známy žádné mechanismy, které by jí umožnily oslabit nejhlubší a potenciálně nejsilnější část litosféry.

Důležitá stopa pro pochopení fyziky litosférického oslabení, a tím i vytvoření hranic tektonických desek, pochází z pozorované mikrostruktury deformovaných hornin, konkrétně velikosti minerálního zrna a hustoty intragranulárních defektů. Exponované hranice desek na povrchu Země (tj. V ofiolitech a litosférických smykových zónách), stejně jako vzorky z experimentů s deformací horniny, ukazují, že části hornin, které prošly extrémní deformací, vykazují podstatný stupeň rekrystalizace a zmenšení velikosti zrna . Vývoj velikosti zrn, včetně procesů růstu zrn difúzí a smršťování zrn dynamickou rekrystalizací, je řízen procesy atomového měřítka, jejichž termodynamika je popsána teorií poškození zrna (Bercovici & amp Ricard, 2005 Austin & amp Evans, 2007 Ricard & amp Bercovici, 2009 Rozel, Ricard, & amp Bercovici, 2011). Teorie poškození zrna předpokládá, že zatímco většina deformační práce je rozptýlena jako teplo a nevratná viskózní deformace, malá část práce směřuje k obnovitelné energii, která je uložena ve formě defektů zrna a nové hraniční oblasti zrna (tj. Rozdělením stejný objem materiálu na větší počet zrn). Poškození zrna může vyvolat zpětnou vazbu lokalizující smyk prostřednictvím interakce rheologie citlivé na velikost zrna (jako je difúzní tečení nebo klouzání na hranici zrna (Hirth & amp Kohlstedt, 2003) a zmenšení velikosti zrna pomocí dynamické rekrystalizace (Karato, Toriumi a amp Fuji, 1980 Derby & amp Ashby, 1987): menší velikost zrna způsobí, že materiál bude slabší, čímž se snáze deformuje, čímž se zvyšuje množství deformační práce dostupné pro rekrystalizaci a poškození zrna, další zmenšení velikosti zrna atd. (Braun et al., 1999 Kameyama et al., 1997 Bercovici & amp Ricard, 2005 Ricard & amp Bercovici, 2009 Rozel et al., 2011). U monominerálních materiálů probíhá rekrystalizace, pokud se materiál deformuje dislokačním tečením, které dominuje při vysokých napětích a velkém zrnu Jakmile se zrna zmenší na velikost, při které se nastaví reologie závislé na velikosti zrna, proces rekrystalizace bude omezen, stejně jako samoslabující se lokalizační zpětná vazba (De Bresser, ter Heege & amp Spires, 2001). Litosférické horniny jsou však polyminerální (přičemž oliviny a pyroxeny jsou nejhojnější minerály nebo fáze) a vývoj velikosti zrn každé fáze je silně ovlivněn přítomností druhé. Za prvé, rychlost zhrubnutí zrna, ke které dochází nezávisle na tom, zda se materiál deformuje nebo nedeformuje a obecně činí materiál silnějším, je významně omezena sekundární fází, k čemuž dochází, protože zrna rostou atomovou difúzí a je obtížné ji vyměnit atomy mezi zrny, které jsou odděleny jiným minerálem. Růst zrna se tak účinně zablokuje sekundární fází, což je účinek známý jako „Zenerovo připnutí“. Zadruhé, protože se zrna každé fáze deformují, aby se přizpůsobily napětí, ať už jde o difúzní nebo dislokační tečení, jsou nucena pohybovat se kolem zrn druhé fáze, což vede k silnějšímu zkreslení hranic zrn, než kdyby šlo o jednofázový materiál tím se zvyšuje vnitřní energie zrna a snižuje se množství energie potřebné k rekrystalizaci a rozdělení na menší zrna. Přítomnost sekundární fáze tedy usnadňuje poškození zrna a indukuje zmenšení velikosti zrna, i když se materiál deformuje v režimu difúze dotvarování citlivého na velikost zrna, čímž umožňuje samooslabující zpětnou vazbu poškození zrna (Bercovici & amp Ricard, 2012).Geologické příklady peridotitických mylonitů a ultramylonitů, kde velké kmeny korelují s extrémním zmenšením velikosti zrn a byly pozorovány na všech typech hranic desek, se obvykle vyznačují polyminerálními horninami, často zakotvenými v matrici hrubozrnného jednofázového materiálu (Warren & amp Hirth, 2006 Herwegh, Linckens, Ebert, Berger, & amp Brodhag, 2011 Linckens, Herwegh, Müntener, & amp Mercolli, 2011 Linckens, Herwegh, & amp Müntener, 2015). Zpomalení růstu zrn v důsledku připnutí v polyminerálních materiálech navíc podporuje dlouhověkost poškozených slabých zón i po ukončení deformace, což umožňuje dlouhotrvající spící hranice desek (Bercovici & amp Ricard, 2014).

Geodynamické modely s reologií poškození úspěšně reprodukovaly některé deskové vlastnosti litosférického pohybu, včetně toroidního pohybu, silně lokalizovaných hranic desek a pozorované mikrostruktury (Bercovici & amp Ricard, 2005 Landuyt, Bercovici & amp Ricard, 2008 Landuyt & amp Bercovici, 2009b Foley, Bercovici & amp Landyut, 2012 Bercovici & amp Ricard, 2013, 2014 Foley & amp Bercovici, 2014 Bercovici & amp Ricard, 2016 Bercovici & amp Mulyukova, 2018 Mulyukova & amp Bercovici, 2017, 2018) generované při napětí a teplotách typických pro tektonické desky a je slibné místo pro další testování v globálních modelech konvekce pláště. Zatímco poškození a připnutí zrna je potenciálně důležitým mechanismem generování desek (zejména v nejhlubší chladné a tvárné části litosféry), je pravděpodobné, že účinky křehké deformace, mazání tekutinami a potenciálně další procesy hrají důležitou roli při mělčích hloubky (Lenardic & amp Kaula, 1994, 1996 Korenaga, 2007 Bercovici et al., 2015).

Konvekce pláště na rané Zemi

Konvekce pláště v pevné fázi pravděpodobně začala několik desítek nebo stovek milionů let poté, co Země zažila svůj poslední velký dopad, který se stal asi před 4,5 roků a vedl ke vzniku měsíce (Canup & amp Asphaug, 2001). Energie uvolněná nárazem pravděpodobně zanechala planetu z velké části roztavenou (i když mohla být roztavena i před dopadem), což je část historie Země označovaná jako magmatický oceán (Elkins-Tanton, 2008 Solomatov, 2015). Trvalo by asi 10 Myr nebo více (v závislosti na modelu), než by téměř veškerý oceán magmatu krystalizoval, rozlišoval se a nastartovala by se konvekce pláště v pevné fázi (viz Foley, Bercovici, & amp Elkins-Tanton, 2014, a odkazy v něm uvedené). Pochopení podstaty tohoto raného konvektivního proudění (tj. Jeho účinnosti přenosu tepla a jeho schopnosti mobilizovat a deformovat povrch) je zásadní pro rekonstrukci dynamické historie a vývoje Země i pro interpretaci jejího současného stavu.

Geologický záznam je v hluboké minulosti Země čím dál vzácnější. Na základě některých teoretických úvah však lze o raném fyzickém stavu planety učinit řadu bezpečných předpokladů. Především velikost nebo hmotnost Země pravděpodobně zůstala po posledním obrovském dopadu formujícím měsíc pravděpodobně víceméně stejná. Zadruhé, vnitřek Země se po významnou část své historie ochladil, ačkoli rychlost ochlazování jejích různých vrstev (jádro, plášť a vyvíjející se kůra) se může lišit v závislosti na jejich koncentraci prvků produkujících teplo a na jejich schopnost vzájemné výměny tepla (např. tepelné vedení přes CMB nebo tok studených spodních a horkých horních přes přechodovou zónu). Tepelná historie pláště je řízena konkurencí mezi vnitřním ohřevem radioaktivními prvky a povrchovými tepelnými ztrátami konvekcí. Hlavní nejistota prvního je v množství radiogenních prvků v plášti, zatímco jejich poločasy jsou známy, jejich počáteční koncentrace, a tedy jejich čistý příspěvek, není znám. Zdaleka největší nejistota ohledně tepelné historie pláště však pochází z předpokládané rychlosti konvekčního ochlazování v čase a zejména z iniciace a rychlosti subdukce, což je dominantní mechanismus, kterým se plášť chladí (van Hunen & amp van den Berg, 2008 van Hunen & amp Moyen, 2012). Ochlazování pláště alespoň na poslední 3 Gyr je omezeno naměřenými teplotami zdroje pláště, který tvořil lávy na hřebenech midocean, které se zdají být čím dál tím chladnější, čím mladší jsou: od 1500–1600 ° C před 2,5–3 Gyr do 1350 ° C dnes (Herzberg, Condie, & amp Korenaga, 2010). Kromě toho existence vnitřního jádra, které je produktem chladicího a krystalizujícího kapalného vnějšího jádra, znamená, že hluboký vnitřek Země se časem ochlazuje.

Rychlost, kterou může teplo unikat z pláště do vesmíru, závisí na teplotním poklesu přes horní tepelnou mezní vrstvu Země, a tedy na povrchové teplotě, která je zase řízena tepelně izolačním účinkem atmosféry (skleníkový efekt), jako stejně jako množství dopadající sluneční energie. Skleníkový efekt pomáhá udržovat teplotu atmosféry relativně stabilní, a lze tedy předpokládat, že po většinu historie Země byl teplotní rozdíl napříč litosférou řízen vnitřní teplotou plášťů (Sleep & amp Zahnle, 2001 Lenardic, Jellinek, & amp Moresi, 2008).

Dalším důležitým rozdílem mezi mladou a moderní Zemí je přítomnost a objem kontinentů. Kontinenty mají izolační účinek, který brání toku povrchového tepla kvůli jejich velké tloušťce (ve srovnání s oceánskými deskami) a vyšší koncentraci radiogenních prvků. Měření tepelného toku na moderní Zemi tuto představu podporují: po korekci na radioaktivní ohřev je tepelný tok pláště asi o jeden řád nižší na povrchu kontinentů než na mořském dně oceánu (Stein & amp Stein, 1992 Jaupart et al., 2015 a tam uvedené odkazy). Role kontinentů jakožto tepelných izolátorů a výsledný anomálně horký a nadnášející se plášť pod nimi byl vyvolán jako mechanismus pohonu kontinentálního šíření a následné superkontinentní reorganizace - klíčové součásti Wilsonova cyklu (Gurnis, 1988 Rolf et al. , 2012). Otázka, zda je tepelně izolační účinek dostatečný k pohybu kontinentů, však zůstává předmětem diskuse (Lenardic, Moresi, Jellinek, & amp Manga, 2005, Lenardic et al., 2011 Heron & amp Lowman, 2011 Bercovici & amp Long, 2014]. mezi silným kontinentem a mnohem slabšími oceánskými litosféry pomáhá lokalizovat napětí tam a může sloužit jako zóna heterogenity a slabosti, kde se mohou tvořit nové hranice desek (Kemp & amp Stevenson, 1996 Schubert & amp Zhang, 1997 Regenauer-Lieb, Yuen, & amp Branlund , 2001 Rolf & amp Tackley, 2011 Mulyukova & amp Bercovici, 2018).

Modelování dynamiky pláště na rané Zemi vyžaduje pochopení konvekce pláště při vyšších vnitřních teplotách. Pomocí načrtnutého teoretického rámce můžeme charakterizovat dynamiku plášťů v čase pomocí Rayleighova čísla, které popisuje intenzitu konvekce a tepelně indukovaný rozdíl viskozity napříč litosférou, což představuje největší překážku konvekčního proudění vyztužením studené tepelné mezní vrstvy .

Lze předpokládat, že teplejší plášť se v minulosti mohl konvekčněji (nebo při vyšším Rayleighově čísle) konvekčně hýbat kvůli nižší viskozitě hornin pláště, které jsou extrémně citlivé na teplotu. Některé matematické formulace teplotní závislosti viskozity (např. Frank-Kamenetská parametrizace) naznačují, že pro daný teplotní skok je teplotně indukovaný rozdíl viskozity při vyšších teplotách menší. Díky slabšímu plášti a litosféře by se v porovnání s těmi na moderní Zemi v minulosti zvýšila účinnost konvekční a deskové tektoniky. Pomocí určité parametrizace tohoto pozitivního vztahu mezi teplotou pláště a konvekčním tepelným tokem (tj. Jako je kanonický vztah Nusseltova čísla – Rayleighovo číslo uvedený v části „Základy tepelné konvekce“), spolu s rychlostí vnitřního ohřevu u některých věrohodných množství radioaktivních prvků je možné extrapolovat vnitřní teplotu pláště zpět v čase ze současné hodnoty. V závislosti na podrobnostech této parametrizace, jako je například moderní hodnota předpokládaná pro poměr vnitřního vytápění k konvekčnímu tepelnému toku, nazývaná Ureyův poměr (viz Christensen, 1985), existuje řada možných modelů tepelného vývoje (Korenaga, 2006 Silver & amp. Behn, 2008). Možné scénáře zahrnují případ paradoxní tepelné katastrofy (Christensen, 1985), získaný pro nízkou hodnotu současného poměru Urey (asi 0,3), kde teplota pláště překračuje hodnoty, které jsou výrazně nad nejistotou (teplota pláště rychle stoupá a se rozbíhá směrem k nerealisticky vysokým hodnotám před dosažením 2 Ga). Aby se zabránilo tepelné katastrofě, dalo by se předpokládat vyšší hodnotu moderního Ureyova poměru, například hodnota 0,7 vede k rozumnému modelu tepelného vývoje. Takový vysoký Ureyův poměr však znamená mnohem vyšší koncentraci radioaktivních prvků v plášti, což je obtížné sladit s rozsahem poskytovaným kosmogenní analýzou. Alternativním řešením je předpokládat, že tepelný tok pláště je méně citlivý na teplotu interiéru, než předpovídá Rayleigh – Bénardův model (tj. N u

R a b, kde v jednoduchém Rayleigh – Bénardově b = 1/3, ale b <1/3 pro menší tepelný tok závislý na teplotě). Zejména je možné, že v komplexní reologii litosféry mohou hrát roli jiné faktory než teplota (Korenaga, 2006, 2007, 2013).

Tepelná mezní vrstva pláště se studenou horní částí se liší od zbytku pláště nejen svým vodivým tepelným profilem, ale také složením, protože prochází diferenciací podporovanou tavením (tj. Segregací frakčním tavením a migrací taveniny, která odděluje kůru a ochuzená litosféra). Tání při vyšších teplotách vede k dehydratovanější litosféře. Pro litosféru, která je sušší, a tedy tužší, je pro zakladatele vlastní negativní negativní vztlak ještě obtížnější (Conrad & amp Hager, 2001 Korenaga, 2006). Vyšší stupeň tavení navíc produkuje více chemicky vznášející se čedičové kůry, což dále snižuje schopnost litosféry klesat (Davies, 2009). Desková tektonika by tedy mohla být méně pravděpodobná na teplejší mladší Zemi. Pokud litosféra nemůže subduktovat, může konvekce pláště probíhat v jiném režimu, ve kterém je přenos tepla z vnitřku na povrch omezen na vedení přes silnou nehybnou vrstvu (např. Režim stojatého víka, Solomatov & amp Moresi, 1997) a vulkanismus ( např. režim tepelné trubice, Spohn, 1991 Moore et al., 2017 Lourenço, Rozel, Gerya, & amp Tackley, 2018) a je tedy relativně neefektivní, což by znamenalo, že rychlost planetárního chlazení byla v minulosti pomalejší. Jak a kdy byla zahájena subdukce a obecněji desková tektonika, je v modelech evoluce Země otázkou impozantního významu, ale odpověď je zakryta naším v současné době omezeným chápáním fyzikálních mechanismů odpovědných za tvorbu hranic desek, jakož i nedostatek geologických vzorků a dat v hluboké historii Země, o kterých diskutujeme dále.

Z prvních několika stovek milionů let po zmrazení magmatického oceánu se nezachovaly žádné vzorky hornin, jedinými dostupnými geologickými údaji k objasnění této rané fáze historie Země jsou minerální inkluze v zirkonech (Mojzsis, Harrison, & amp Pidgeon, 2001 Valley, Peck, King a amp Wilde, 2002). Geochemická analýza tohoto řídkého souboru dat ukazuje důkazy o tání sedimentů a tvorbě žuly, což může znamenat, že subdukce již mohla v této rané fázi fungovat (Hopkins, Harrison a amp Manning, 2010). Aplikace extrémně řídkých datových souborů zirkonů (pokud jde o jejich časové a prostorové rozložení) k odvození globálního tektonického režimu s sebou však nese značnou nejistotu (Korenaga, 2013).

Jedním z klíčových rysů deskové tektoniky je kontinuální produkce a ničení oceánské litosféry. Geologické indikátory mobilizované litosféry tedy musí pocházet z více nepřímých markerů, u nichž se očekává, že zůstanou na zlomku zemského povrchu, který je méně náchylný k destrukci (Condie & amp Kröner, 2008). Například když je mořské dno pohlceno subdukcí, kontinenty na obou jeho stranách se srazí a vytvoří synchronní orogeny, které pak mohou být zachovány i po opětovném rozdělení kontinentů. Zdá se, že zemský povrch prošel několika epizodami kontinentálního shromáždění a rozptýlení, známého jako Wilsonův cyklus, v některých případech formováním superkontinentů, kde se prakticky všechny kontinenty spojily. Za nejstarší superkontinent se považuje Kenorland, který se shromáždil asi před 2,7 gyru. Potřeba uzavřít více oceánů za účelem vytvoření superkontinentu poskytuje přesvědčivý důkaz, že v té době již docházelo k deskové tektonice v globálním měřítku.

Kromě toho existují příklady hornin, které se pravděpodobně vytvořily v geologických podmínkách charakteristických pro deskovou tektoniku a které jsou starší než 3 Gyr. Jako příklady lze uvést 3-gyrově staré xenolity z kaapvaalského kratonu, jejichž izotopový podpis kyslíku ukazuje, že mohou pocházet ze subdukované oceánské kůry, 3,6 gyru staré šicí zóny a 3,8 gyru starého akrečního komplexu, a to jak v Grónsku, tak nejstarší geologické struktury svědčící o konvergentní tektonice. Zůstává však kontroverzní, zda procesy, které tyto horniny formovaly, jsou reprezentativními pro globální stav povrchu planety, navíc existují další vysvětlení, jak je formovat, které nezahrnují tektonické procesy, což zvyšuje nejistotu interpretace tyto vzorky (Stern, 2004, 2005 Condie & amp Kröner, 2008 Palin & amp White, 2016 Condie, 2018).

Absence vzorků hornin, u nichž se očekává, že se vytvoří, pokud je tektonika rozšířená, byla vyvolána jako důkaz absence deskové tektoniky. Například nedostatek důkazů o vysokotlaké a ultravysokotlaké metamorfóze dříve než asi 1 Gyr, jako jsou blueschisté a eklogité, u nichž se očekává, že se vytvoří v prostředí subdukční zóny, naznačuje, že subdukce nezačala, dokud asi před 1 rokem (Stern, 2005). Jiné studie však varují, že absence zachovaných vysokotlakých hornin na povrchu nevylučuje provoz subdukce na dřívější Zemi, může místo toho naznačovat, že procesy potřebné k exhumaci dříve subduktovaných hornin byly omezené, nebo že vysoké - tlakové fáze vytvořené při subdukci teplejší, silnější a více hořčíkové oceánské litosféry by byly jiné než například blueschist-facie typicky vytvořené v současných subdukčních zónách (Brown, 2006 Korenaga, 2013 Palin & amp White, 2016).

Zahájení subdukce zůstává dnes v geodynamice extrémně náročným problémem (Stern, 2004 Condie & amp Kröner, 2008 Wada & amp King, 2015). O fyzikálních mechanismech, které umožňují litosféře překonat její tepelné ztuhnutí a spontánně zahájit subdukci, se horlivě diskutuje, přičemž navrhované modely zahrnují oslabení riftingem (Kemp & amp Stevenson, 1996 Schubert & amp Zhang, 1997), nakládání sedimentů a vstřikování vody (Regenauer- Lieb et al., 2001], opětovná aktivace již existujících poruchových zón (Toth & amp Gurnis, 1998 Hall, Gurnis, Sdrolias, Lavier, & amp Mueller, 2003) nebo slabé zóny vytvořené akumulací litosférického poškození způsobeného proto-subdukcí ( Bercovici & amp Ricard, 2014), kolaps pasivních okrajů (např. Stern, 2004 Mulyukova & amp Bercovici, 2018) nebo na hranici aktivní transformační desky (Casey & amp Dewey, 1984) a zahájení subdukce indukované oblakem (Gerya, Stern, Baes, Sobolev, & amp Whattam, 2015). Lepší porozumění fyzice hornin, jakož i další vyšetřování geologických, geochemických a petrologických záznamů rané dynamiky Země jsou nadále plodnými oblastmi výzkumu.

Konvekce pláště na jiných suchozemských planetách

Skalnaté planety sluneční soustavy vykazují velké odchylky ve svých pozorovaných vlastnostech, včetně velikosti, gravitačních anomálií, topografie, magnetického pole, atmosféry, vzdálenosti od slunce, což vše ovlivňuje jejich vnitřní dynamiku. Dostupné zdroje tepla pro řízení toku pláště a konvekčního chlazení (s možnou výjimkou Merkuru, jehož plášť se může chladit vedením), včetně prvotních i radioaktivních zdrojů tepla, jsou omezené a nedoplňují se. To je důvod, proč planetární aktivita řízená konvekcí pláště, jako je vulkanismus a produkce kůry, zeslábne a nakonec časem vymře. Rychlost ochlazování planety je dána jejím počátečním rozpočtem tepla a účinností, kterou může uvolňovat teplo. Například menší planety mají méně prvotního tepla, protože zažily méně dopadů na narůstání a diferenciace jejich kovových jader měla s tím spojené menší uvolňování gravitační energie. Pokud jde o přenos tepla z planetárních interiérů, je nejúčinnějším mechanismem (jako na Zemi) desková tektonika, následovaná pomalým a stagnujícím režimem konvekce víka (pro Venuše a Mars) a nakonec vodivým chlazením (případně pro Merkur ). V naší sluneční soustavě je Země největším pozemským tělesem s největším množstvím tepla, které se odvádí, a jehož plášť alespoň v současné době nejúčinněji přenáší teplo. Důležité je, že žádná ze známých pozemských planet kromě Země nevypadá, že by měla povrchové omlazení deskovou tektonikou.

Venuše

Venuše je pravděpodobně nejpodobnější naší planetě, přinejmenším co se týče její velikosti (která určuje vnitřní hloubku nebo tlak, strukturu) a vzdálenosti od Slunce (která určuje množství povrchového ohřevu slunečním zářením). Povrch Venuše se zdá být mladý, suchý a zabalený do husté, husté a neprůhledné atmosféry, což činí vzdálená pozorování obzvláště náročnými. Asi na 460 °C, povrch Venuše je o stovky stupňů teplejší než Země, což některé studie přisuzují uprchlému skleníkovému efektu a případné ztrátě vody (Kasting, 1988): Kapalná voda je důležitým hráčem v geologickém uhlíkovém cyklu, který na Zemi stáhl většinu uhlíku do uhličitanových hornin a umožňuje mírné klima, zatímco na Venuši suché podmínky neumožňují povrchu extrahovat skleníkové plyny z atmosféry, čímž udržuje povrch horký (Driscoll & amp Bercovici, 2013).Teplota pláště Venuše je pravděpodobně vyšší než teplota na Zemi, protože se zdá, že je v méně účinném režimu konvekce (tj. Stagnující nebo mobilní režim víka, viz Solomatov & amp Moresi, 1997 Moresi & amp Solomatov, 1998) spolu s teplejším povrchem, toto by zpomalil tok tepla z interiéru.

Relativně mladý věk kůry na Venuši, který je podle počítání kráterů odhadován na asi 500 Myr (Strom, Schaber & amp Dawson, 1994), poukazuje na globální události omlazení povrchu, pravděpodobně rozsáhlým vulkanismem nebo litosférickým slévárenstvím (Turcotte, 1993 Turcotte , Morein, Roberts a amp Malamud, 1999). V závislosti na zvoleném modelu tepelného vývoje, včetně rychlosti, kterou lze ochlazený povrch recyklovat do pláště, může být teplota pláště Venuše asi 200 °C teplejší než Země (Lenardic et al., 2008 Landuyt & amp Bercovici, 2009a). Díky žhavějšímu povrchu a možná i interiéru je Venuše oblíbeným analogem rané Země a některé důvody geodynamiky rané Země lze použít k pochopení dynamiky Venuše a naopak. Spekulovalo se například, že teplejší podmínky na Venuši jsou důvodem, proč nemá deskovou tektoniku. Jedním z argumentů je, že teplejší povrch, ale podobná teplota pláště na Venuši ve srovnání se Zemí, snižuje teplotní kontrast napříč venuskou litosférou, a tím i množství negativního vztlaku, které je k dispozici k jeho deformaci a potenciální mobilizaci (Lenardic et al., 2008). Dalším argumentem je, že pokud je poškození zrna zodpovědné za tvorbu hranic desek na Zemi, což vyžaduje dostatečně vysoký poměr mezi rychlostí růstu zrna a zmenšením velikosti zrna, pak by teplejší povrchová teplota na Venuši způsobila rychlejší růst zrna inhibice tvorby jemnozrnných lokalizovaných smykových zón nebo zón slabosti, kde se mohou tvořit nové hranice desek (Landuyt & amp Bercovici, 2009a Foley et al., 2012 Bercovici & amp Ricard, 2014). Potenciálně důležitý rozdíl mezi Zemí a Venuší spočívá v tom, že navzdory jejich podobné velikosti se zdá, že Venuše nemá vrchní plášť s nízkou viskozitou nebo astenosféru, což bylo odvozeno numerickými modelovacími studiemi konvekce pláště na Venuši, omezené pozorovaným povrchová topografie, vulkanismus a geoid (Huang et al., 2013). Konvektivní stres působící na venuskou litosféru je tedy pravděpodobně menší ve srovnání se stresem na Zemi (Höink, Lenardic, & amp Richards, 2012). Dále se argumentuje tím, že venuské litosféře a plášti chybí voda, která je důležitým oslabujícím činidlem, a jsou proto tužší než zemské (Nimmo & amp McKenzie, 1998 Hirth & amp Kohlstedt, 1996), což činí mobilizaci povrchu Venuše rovnoměrnou obtížnější. Přísně vzato, pozorovací důkazy o suchých podmínkách na Venuši existují pouze pro její atmosféru a ne pro její vnitřek. Voda je však neslučitelným prvkem, a proto se přednostně extrahuje z vnitřku v procesu tání a vulkanismu a na Venuši neexistuje žádný zřejmý mechanismus, kterým by se voda vracela zpět do pláště (tj. Jak se to děje subdukcí na Zemi ). I když tedy pláště Venuše a Země začaly s podobným složením, mohla se voda z Venušanského pláště ztratit, nejprve na jeho povrch, poté do jeho atmosféry a nevyhnutelně do vesmíru (Donahue & amp Hodges, 1992 Nimmo & amp McKenzie , 1998). Tyto a další strukturální rozdíly mezi Zemí (nebo ranou Zemí) a Venuší podněcují určitou opatrnost při porovnávání obou planet.

Mars je další největší pozemské těleso ve sluneční soustavě po Zemi a Venuše, i když ve svém poloměru 3 390 km je stále mnohem menší než ostatní dva a je tedy pravděpodobné, že se ochladí mnohem rychleji do vesmíru. Možná přítomnost vody v marťanském plášti (v rozmezí 73 až 290 ppm H 2 O, která je srovnatelná s přítomností Země, viz McCubbin, Hauri, Elardo, Vander Kaaden, Wang & amp Shearer, 2012), stejně jako jeho vysoký obsah železa (marťanské olivíny obsahují FeO

18% hmotn., Ve srovnání se zemským FeO

8% hmotnostních viz Zhao, Zimmerman, & amp. Kohlstedt, 2009), působí na snížení viskozity pláště, což usnadňuje konvekci a efektivní přenos tepla. Rychlé ochlazení Marsu omezuje časové okno, když je jeho vnitřek dostatečně horký, aby vyvolal tání a vytvořil kůru. Ve skutečnosti se zdá, že většina marťanské kůry se vytvořila na počátku své historie - během prvních několika set milionů let po narůstání (Nimmo & amp Tanaka, 2005). V současné době je pravděpodobné, že Mars bude mít ve srovnání se Zemí chladnější a méně aktivní vnitřek, což vysvětluje absenci vnitřního magnetického pole na Marsu (Acuna et al., 1998). Silně zmagnetizovaná marťanská kůra však naznačuje, že povrch a vnitřek Marsu mohly v minulosti podstoupit rozsáhlou aktivitu, zejména během první miliardy let po vzniku sluneční soustavy. Marsův povrch se mohl deformovat podobně jako desková tektonika na Zemi, podle map magnetické remanentní marťanské kůry získané z misí kosmických lodí: kvaziparalelní magnetické linie střídavé magnetické polarity (Connerney et al., 1999), stejně jako posuny v magnetické kontury pole, které identifikují chyby transformace (Connerney et al., 2005), jsou podobné magnetickým rysům spojeným s šířením mořského dna na Zemi. Kromě toho mohou geologické struktury interpretované ze satelitních dat, jako například rifting a údery úderem, naznačovat také deskovou tektonickou povrchovou deformaci (Yin, 2012).

Dalším zvláštním rysem povrchu Marsu je jeho kůrovitá dichotomie, s 20–30 km silnou prvotní kůrou na severní polokouli (Grott et al., 2013) a mnohem silnější, 30–80 km, a pravděpodobně mladší kůrou na jižní hemisféra (Solomon et al., 2005), s povrchovým věkovým rozdílem mezi oběma hemisférami přibližně miliarda let. Jedno z navrhovaných vysvětlení pro marťanskou kůrovou dichotomii předpokládá, že odráží základní vzor konvekce pláště. Numerické simulace marťanské vnitřní dynamiky získávají vzorec toku pláště s jediným horkým návalem na jedné hemisféře a předpovídají tak zvýšenou produkci kůry v regionu nad návalem pláště (Harder & amp Christensen, 1996 Harder, 2000 Keller & amp Tackley, 2009). Předpokládá se, že přítomnost rozsáhlé nízkovodivé vrstvy kůry na Marsu tepelně izolovala plášť, aby potlačila jeho rychlost ochlazování a prodloužila jeho historii vulkanické činnosti (Plesa & amp Breuer, 2014). Snímky na povrchu Marsu ve vysokém rozlišení ukazují, že je geologicky aktivní, i když s klesající rychlostí, nejméně za posledních 3,8 miliardy let, se záznamy vulkanismu na stavbách Tharsis až dva miliony let (Neukum et al. , 2004). Taková nedávná vulkanická aktivita na Marsu může naznačovat, že jeho sopky mohou v budoucnu dokonce vybuchnout a že jeho plášť ještě není geodynamicky mrtvý.

Rtuť

Merkur je nejmenší kamenná planeta v naší sluneční soustavě (poloměr asi 2440 km) a planeta, která je nejblíže ke Slunci. Překvapivě velká střední hustota Merkuru znamená, že je mnohem bohatší na železo než jiné pozemské planety, nebo má největší poměr kovového jádra k silikátovému plášti, přičemž velikost jádra je odvozena v poloměru přes 2000 km (Harder & amp Schubert, 2001). Zbývajících několik set kilometrů tlustých (400 km obvykle používaných v modelových studiích) pláště pláště se pravděpodobně v režimu stojatého víka konvekuje pro zdánlivě celou jeho geologicky zaznamenanou minulost, jak naznačuje extrémně dobře zachovaná historie kráterů na jeho povrchu (Watters et al., 2016). Zdá se, že dlouhodobé pomalé ochlazování vnitřku planety zanechalo na povrchu Merkuru laločnaté jizvy (Watters, Robinson, & amp Cook, 1998), interpretované jako poruchy tahu, které kromě globální kontrakce zaznamenávají i starodávný vzorec konvekce pláště (King, 2008). Nejnovější pozorování šarží, které krájejí krátery dopadu, naznačují, že jsou relativně mladí, méně než 50 Myr, což naznačuje, že Merkur je pravděpodobně stále tektonicky aktivní (Watters et al., 2016). Mineralogie sopečné kůry Merkuru, odvozená z geochemických údajů z nedávných vesmírných misí, zaznamenává historii jejího chladicího pláště: k frakčnímu tání, kterým byla kůra vyrobena, došlo v mělčí hloubce a nižší teplotě s časem, od asi 1900 K a 360 km 4,2 Gyr před, na zhruba 1700 K a 160 km 3,5 Gyr před, s magmatickou aktivitou ukončenou před 3,5 Gyr, protože plášť byl příliš chladný na to, aby se roztavil (Spohn, 1991 Namur & amp Charlier, 2017). Přestože plášť Merkuru v současné době nevytváří žádnou vulkanickou aktivitu, jeho chlazení musí být přesto velmi účinné, protože je schopné přenášet teplo z jádra dostatečně vysokou rychlostí, aby podporovalo interně generované dynamo (Ness et al., 1974 Connerney & amp Ness, 1988). Numerické modely vnitřní dynamiky Merkuru dokázaly sladit její magnetický a termochemický vývoj, s možnými formami pláště konvekce pláště od mnoha malých buněk po jediný přírůstek a včetně scénářů, kdy konvekce pláště Merkuru úplně přestane po 3–4 gyru (Heimpel, Aurnou, Al-Shamali a amp Perez, 2005 Tosi, Grott, Plesa a amp Breuer, 2013).

Porovnání pozorování na různých pozemských planetách je mocným nástrojem pro škádlení obecné fyziky, která řídí vývoj planet. Aktuálně dostupná sada dat je samozřejmě poměrně řídká, ale s rostoucím počtem vesmírných misí roste. Kromě toho s příchodem objevu mimosolární planety existuje naděje na nalezení dalších planet s deskovou dynamikou pláště, která by objasnila zvláštní tektonický režim naší vlastní planety (např. Valencia, O'Connell a amp Sasselov, 2007 Sotin, Jackson a amp Seager, 2010 Korenaga, 2010 van Heck & amp Tackley, 2011 Foley et al., 2012).

Závěr

Konvekce pláště řídí tepelný a chemický vývoj Země a dalších suchozemských planet v naší sluneční soustavě, diktuje dynamiku planetárních interiérů a řídí geologické pohyby na povrchu. Hlavním hnacím motorem pro proudění konvekčního pláště je to, že planety ochlazují do vesmíru, uvolňují teplo získané v průběhu jejich narůstání a také radiogenní vnitřní ohřev. Samotná teorie tepelné konvekce je zavedená fyzikální teorie vycházející z klasické dynamiky tekutin a termodynamiky. Teoretické předpovědi rychlostí proudění, vytváření tepelných mezních vrstev a konvektivní vzorec deskových spodních a chocholy podobných vývrtů jde daleko v popisu cirkulace a struktury v zemském plášti. Pevná hornina, která tvoří plášť, však proudí a deformuje se způsoby, které nelze snadno zachytit vlastnostmi jednoduchých tekutin, na nichž je založena klasická teorie konvekce. Například projev konvekce pláště jako diskrétních tektonických desek na povrchu se silnými a širokými interiéry desek oddělených slabými a úzkými hranami desek zůstává jedním z nejzáhadnějších jevů v geovědě. Velká část pokroku ve vysvětlování toho, jak a proč se plášť Země mění ve formě deskové tektoniky, na rozdíl od jakékoli jiné známé pozemské planety, pochází ze studií reologií hornin, které tvoří planetární pláště, včetně jejich závislosti na teplotě, stresu, chemie a velikost minerálních zrn. Pochopení fyziky, která řídí geodynamiku moderní Země, je zásadní pro rekonstrukci tepelné a chemické historie naší planety. Například zůstává problematické vysvětlit, jak je Země míchána hlubokými subduktujícími deskami, ale přesto se při výrobě tavenin na středooceánských hřebenech a oceánských ostrovech jeví jako nemísená. K odhalení historie míchání plášťů je nutné lépe porozumět tání, chemické segregaci a míchání v plášti.

Teorie konvekce pláště úspěšně vysvětluje mnoho klíčových rysů planetární vnitřní a povrchové dynamiky a sjednocuje geovědecká pozorování se základními fyzikálními a fluidními mechanickými teoriemi. Studie konvekce pláště však také otevřely mnoho nových otázek a záhad o fungování Země a dalších skalních planet, jimiž se budou budoucí generace Země a planetární vědci zabývat.


Numerické studie konvekce pláště a tepelného vývoje pozemských planet

Data z kosmických lodí spolu s pozorováními na Zemi získanými za posledních čtyřicet let odhalily mnoho podobností mezi čtyřmi vnitřními planetami. Obecně se uznává, že Merkur, Venuše, Země a Mars vznikly narůstáním ve sluneční mlhovině na základě jejich podobného povrchového věku, hustoty a směru otáčení kolem Slunce. Protože čisté chlazení Země je do značné míry řízeno konvekcí pláště, je pravděpodobné, že konvekce pláště také hrála roli v tepelném vývoji Merkuru, Venuše a Marsu. Existují implicitní důkazy o vnitřní konvekci na Zemi kvůli oceánským hřebenům a pohybům povrchových desek, je však obtížné určit, zda ostatní vnitřní planety zažívají nebo zažily konvekci pláště. Předpoklad planetárních vědců je takový, že velká suchozemská tělesa obsahující koncentrace radiogenních zdrojů tepla srovnatelných se zdroji Země musí nějakým způsobem přenášet své vnitřní teplo do kůry podobným způsobem jako Země. Protože únik tepla pravděpodobně pohání tepelnou konvekci v plášti, je nepravděpodobné, že by konvekce pláště na jiných pozemských planetách neexistovala. Možné formy konvekce na Merkuru, Venuši a Marsu jsou události převrácení pláště, konvekce v malém měřítku, konvekce řízená hranami, obruby pláště a lokalizovaná konvekce vyvolaná nárazem. V tomto výzkumu je zkoumána možnost konvekce na Marsu a Merkuru a její důsledky pro tepelný vývoj každé planety. Zejména je řešena role oblaku (plášťů) pláště při tvorbě Tharsis Rise, Marsu a pomalé konvekce v Merkurianském plášti jako prostředku k udržení jádra dynama. Planeta Venuše je složitější kvůli vysoké teplotě a tlaku na povrchu. Konvekce pláště na Venuši pravděpodobně existuje, ale nedostatek deskové tektoniky zakazuje účinné chlazení pláště. Specifickými tématy, které je třeba řešit prostřednictvím modelování tepelné evoluce, jsou účinek vysokých povrchových teplot na konvekci pláště a to, zda dynamické procesy z pláště mohou podporovat pozorovanou vysokou topografii. Protože 1D numerické modely zjednodušují úplné rovnice pohybu konvektome, využívá tento výzkum 2D kartézské, 2D sférické osy symetrické a 3D sférické geometrie.


Otisk prstu Ponořte se do výzkumných témat & # 39Mars evolution & # 39. Společně tvoří jedinečný otisk prstu.

  • APA
  • Standard
  • Harvard
  • Vancouver
  • Autor
  • BIBTEX
  • RIS

Evoluce Marsu. / Dohm, J. M. Miyamoto, H. Maruyama, S. Baker, V. R. Anderson, R. C. Hynek, B. M. Robbins, S. J. Ori, G. Komatsu, G. Maarry, M. R. El Soare, R. J. Mahaney, W. C. Kim, K. J. Hare, T. M.

Mars: Evolution, Geology and Exploration. Nova Science Publishers, Inc., 2013. str. 1-33.

Výsledky výzkumu: Kapitola v knize / Zprávě / Konferenční konference ›Kapitola

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a 8. etapa - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů. Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v některých provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia Vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie, jako je Elysium, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium. . ",

N1 - Autorská práva: Copyright 2014 Elsevier B.V., Všechna práva vyhrazena.

N2 - Zastřešující geologická hypotéza, GEOMARS, souvisle vysvětluje mnoho aspektů geologické historie Marsu. To zahrnuje starodávné geologické terény, které zahrnují pohoří, strukturálně kontrolované pánve, vysoce degradované ostrohy, magnetické anomálie a skládané sekvence sedimentárních ložisek obsahující pánev. Tato teorie navíc objasňuje stále více si uvědomující mineralogicky různorodou planetu, mořské, jezerní, fluviální, eolianské a ledovcově tvarované krajiny a superplémy, které dominovaly v geologických, hydrologických a klimatických dějinách po více než 3,5 Ga až do současnosti. Hypotéza zahrnuje osm hlavních fází marťanského geologického vývoje (od nejstaršího po nejmladší): Fáze 1 - krátce po narůstání se Mars diferencuje na tekuté kovové jádro, hranici pláště (MBL) vysokotlakých silikátových minerálních fází, horní plášť, magma oceán, tenká komatiitická kůra a konvekční parní atmosféra Fáze 2 - Mars ochlazuje, aby kondenzoval svou parní atmosféru a transformuje svůj režim konvekce pláště na deskový tektonismus subdukce oceánské kůry bohaté na vodu iniciuje obloukový vulkanismus a přenáší vodu, uhličitany a sírany do plášť Fáze 3 - iniciuje jádro dynama, s přidruženou magnetosférou a možnou fotosyntetickou produkcí kyslíku Fáze 4 - akumulace zahuštěné kontinentální kůry a subdukce hydratované oceánské kůry do mezní vrstvy pláště a spodního pláště Marsu pokračuje Fáze 5 - jádro dynamo se zastaví během noachiánského těžkého bombardování, ale deskový tektonismus pokračuje 6. etapa - velké nárazy vytvářející povodí mají za následek Hellas, Argyre, Isidis a Chryse Stage 7-deskový tektonismus končí a superplém Tharsis (

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a 8. etapa - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů.Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v několika provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie jako Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium .

AB - Zastřešující geologická hypotéza, GEOMARS, souvisle vysvětluje mnoho aspektů geologické historie Marsu. To zahrnuje starodávné geologické terény, které zahrnují pohoří, strukturálně kontrolovaná povodí, vysoce degradované ostrohy, magnetické anomálie a skládané sekvence sedimentárních ložisek obsahující povodí. Tato teorie navíc objasňuje stále více realizovanou mineralogicky různorodou planetu, mořské, jezerní, fluviální, eolianské a ledovcově tvarované krajiny a superplumy, které dominovaly v geologických, hydrologických a klimatických dějinách po více než 3,5 Ga až do současnosti. Hypotéza zahrnuje osm hlavních fází marťanského geologického vývoje (od nejstaršího po nejmladší): Fáze 1 - krátce po narůstání se Mars diferencuje na tekuté kovové jádro, hranici pláště (MBL) vysokotlakých silikátových minerálních fází, horní plášť, magma oceán, tenká komatiitická kůra a konvekční parní atmosféra Fáze 2 - Mars ochlazuje, aby kondenzoval svou parní atmosféru a transformuje svůj režim konvekce pláště na deskový tektonismus subdukce oceánské kůry bohaté na vodu iniciuje obloukový vulkanismus a přenáší vodu, uhličitany a sírany plášť Fáze 3 - iniciuje jádro dynama, s přidruženou magnetosférou a možnou fotosyntetickou produkcí kyslíku Fáze 4 - akumulace zahuštěné kontinentální kůry a subdukce hydratované oceánské kůry do mezní vrstvy pláště a spodního pláště Marsu pokračuje Fáze 5 - jádro dynamo se zastaví během noachiánského těžkého bombardování, ale deskový tektonismus pokračuje 6. etapa - velké nárazy vytvářející povodí mají za následek Hellas, Argyre, Isidis a Chryse Stage 7-deskový tektonismus končí a Tharsis superplume (

iniciuje mezi 4,0 a 3,8 Ga) a 8. etapa - fáze superplume (režim stagnujícího víčka) vývoje marťanské planety s epizodickými fázemi vulkanismu, odtoky vody a souvisejícími přechodnými hydrologickými cykly, jakož i klimatickými a environmentálními změnami, které přerušují převládající led - podmínky domu. Toto zobrazení geologického vývoje Marsu jako testovatelné hypotézy je zdůrazněno prostřednictvím geologických provincií Marsu a jejich zvláštních atributů. Provincie jsou (většinou od nejstarších po nejmladší, protože v několika provinciích se relativní věk překrývá): starobylá provincie jižní vysočiny, včetně Terra Cimmeria, Terra Sirenum, Arabia Terra, Zanthe Terra a pohoří Thaumasia vysočiny a Coprates stoupají, stejně jako mladší provincie Hellas-Argyre, Tharsis a další sopečné provincie jako Elysium rise, Malea Planum, Hadriaca a Tyrrhena Mons, Apollinaris Mons a Syrtis Major, severní pláně a koridor Tharsis / Elysium .


Arthur Holmes: Využití mechaniky konvekce pláště k teorii kontinentálního driftu

Část sbírky kurikula Země uvnitř i venku.

Byl prvním vědcem Země, který pochopil mechanické a tepelné důsledky konvekce pláště, a při prvním pokusu o kvantitativní odhad stáří Země široce aplikoval nově vyvinutou metodu radioaktivního datování na minerály.

Holmes měl to štěstí, že fenomén radioaktivity byl objeven během jeho let jako postgraduální student na London's Imperial College of Science. Holmes tam přišel studovat fyziku, ale před maturitou v roce 1910 přešel na geologii. Mezitím, v roce 1905, anglický fyzik Ernest Rutherford navrhl, že energii emitovanou radioaktivními minerály ve formě částic a paprsků lze použít k datování minerálů. Tato technika, nazývaná radioaktivní datování, měří rychlost rozpadu určitých nestabilních atomů, jako je uran, obsažených v minerálech. Pomocí této nové techniky dokázal Holmes určit věk minerálů a tím i horniny, ve kterých se nacházejí, a v roce 1913 zformuloval první kvantitativní geologickou časovou stupnici. Odhadl věk Země na 1,6 miliardy let, mnohem starší, než se v té době věřilo. Holmes tento odhad během svého života revidoval, jak se zlepšovaly měřicí techniky. V roce 1953 americký geochemik Clair C. Patterson konečně stanovil skutečný věk Země ve věku 4,55 miliardy let.

Holmes také významně přispěl k teorii kontinentálního driftu. Tuto teorii navrhl německý meteorolog a geolog Alfred Wegener v roce 1912 a uvádí, že poloha kontinentů na povrchu Země se v průběhu času značně změnila. Wegenerova myšlenka zdaleka nebyla všeobecně přijímaná, protože nebylo jasné, co by způsobilo, že se velké kontinenty budou pohybovat po povrchu Země.

Byl to Holmes v roce 1919, kdo navrhl mechanismus: že kontinenty jsou neseny proudem pláště, na kterém sedí, a že plášť proudí, protože se konvekuje. Varoval, že jeho myšlenky jsou „čistě spekulativní“, a navrhl, že kameny ve vnitřku Země se při zahřátí radioaktivitou vznášejí směrem k povrchu z hloubky Země a poté se ochladí a zhustnou. Holmes se domníval, že konvekční proudy se pohybují skrz plášť stejným způsobem, jak cirkuluje ohřátý vzduch v místnosti, a v tomto procesu radikálně přetváří povrch Země. Navrhl, aby konvekce vzhůru mohla zvednout nebo dokonce prasknout kůru, že boční pohyb by mohl pohánět kůru do strany jako dopravní pás a že tam, kde se konvekce otočí dolů, se vztlakové kontinenty zhroutí a vytvoří hory. Holmes také chápal důležitost konvekce jako mechanismu ztráty tepla ze Země a chlazení jejího hlubokého vnitřku. Teprve po druhé světové válce mohli vědci předložit důkazy podporující Holmesův základní koncept. (Chcete-li se dozvědět, jak k tomu došlo, přečtěte si profil Harryho Hessa.) Holmesovy teorie byly i nadále posilovány novými údaji od seismologů, minerálních fyziků a geochemiků.

Holmes zahájil své hlavní dílo Principles of Physical Geology (Principy fyzikální geologie), když hlídal německé zápalné bomby v laboratořích Durham University, kde byl vedoucím geologického oddělení. Publikováno v roce 1944 a v zásadně přepracovaném vydání v roce 1965, krátce před Holmesovou smrtí, je to jedna z nejdůležitějších a jasně napsaných knih o vědách o Zemi. Hloubka a rozsah jeho myšlení, které zahrnovalo téměř všechny aspekty fyzické geologie, zakládají Holmese jako brilantního vědce o Zemi.


Podívejte se na video: Muzikál Josef a jeho pestrobarevný plášť-ZUŠ Oslavany (Listopad 2022).