Chladnutí Země

CHLADNUTÍ ZEMĚ/GEOTERMIKA
Sylabus
Chladnutí Země
- tepelná bilance Země, souvislost chladnutí a dynamiky Země
- mechanismy přenosu tepla
- vedení tepla v litosféře
- tepelný tok (měření, hodnoty, globální distribuce, souvislost se stářím a tektonickým režimem litosféry, geotermy)
- radiogenní teplo
- globální geoterma (modelování a základní charakteristika)
- konvekce v plášti (hlavní faktory ovlivňující konvekci, důležitost a projevy plášťové konvekce, geometrie konvekce)
- termální aspekty subdukce
(geotermika)
Zdroje zemského tepla
CHLADNUTÍ ZEMĚ
Sluneční záření – asi 2x1017 J/s
- většina vyzářena zpět, minimální průnik do nitra,
- důležité pro povrchové děje – cyklus vody – eroze
Tepelný motor
Země
DESKOVÁ TEKTONIKA
(Magmatismus, zemětřesení,
orogeneze, metamorfóza,
refertilizace pláště)
?
PLUMY
(Magmatismus)
Teplo z nitra – asi 4x1013 J/s (Agricola 1530 – nárůst tepla v dolech)
- adiabatické zahřívání (stlačení = práce→ teplo)
- teplo z doby vznikání planety (gravitační energie → kinetická e. → teplo)
- radiogenní teplo (radioaktivní rozpad → teplo)
Chladnutí: mechanismy přenosu tepla
Kondukce (vedení) tepla
= mechanismus chladnutí litosféry
Kondukce
Přenos tepla difuzí – atomové nebo molekulární interakce v rámci materiálu,
bez jeho přesunu
Radiace
Přenos tepla ve formě elektromagnetického záření – značná absorbce
v minerálech
Konvekce
Přesun teplého materiálu napříč gravitačním potenciálem. Materiál je nesen
vztlakem získaným díky tepelné roztažnosti. Nutné viskózní chování.
(Advekce)
Nucený pohyb teplého materiálu (hydraulické mechanismy). Magmatismus.
Měření tepelného toku
Kontinenty – měření ve vrtech - odfiltrování vlivu klimatu
(ovlivnění geotermy až do cca 1km?)
Oceány – 10-20m vpichy do oceánského dna
Pro obojí nutno měřit tepelnou vodivost
hornin a pak přepočítat teplotní gradient
na tepelný tok: Q = -k (dT/dz)
Teplo je vedeno (difunduje) ven z tělesa v závislosti na teplotním gradientu:
Q = -k (dT/dz) (Fourierův zákon)
Q – tepelný tok [W/m2]
dT/dz – změna teploty s hloubkou [°C/m]
= teplotní gradient
k – tepelná vodivost materiálu [W/m °C]
Na povrchu lze měřit teplotní gradient,
v laboratoři lze měřit tepelnou vodivost,
lze tedy vypočítat kolik tepla Země ztrácí.
diamant
stříbro
sklo
hornina
dřevo
polystyren
895 W/m °C
420 W/m °C
1.2 W/m °C
1.7-3.3 W/m °C
0.1 W/m °C
0.03 W/m °C
Globální tepelný tok
Tepelný tok
Harmonicky interpolované
hodnoty lokálního
tepelného toku
Asi ½ zemského tepla je uvolňována chladnutím oceánské litosféry kenozoického stáří
(<65Ma)
Korelace tepelného toku a stáří oceánské litosféry
Průměrný tepelný tok ze zemského nitra je asi 87 mW/m2 neboli asi 44 TW (4 ×1013 W)
(jiné odhady: 30-35TW.)
Korelace tepelného toku a stáří litosféry
(oceány)
stáří
oceánské
litosféry:
Oceánský tepelný tok:
Mladší litosféra – vyšší tepelný tok
tepelný
tok:
(větší rozptyl hodnot Q v mladší litosféře
v důsledku vyšší permeability kůry a
konvekce tepla s vodou)
Oceánská litosféra stárne ve směru
od riftu a chladne.
Teplota litosféry a
topografie
oceánského dna
Korelace stáří oc.
litosféry a batymetrie
Stáří-mocnost-tepelný tok
Tepelný tok a topografie oceánského dna se stářím litosféry
Tepelný tok a mocnost kontinentální litosféry
Tepelný tok v hrubých rysech
klesá s mocností litosféry.
Chladnutí → smršťování → růst
hustoty → větší zanoření do
astenosféry
Empirický vztah topografie oc. dna/stáří oc.
litosféry
hloubka≈2.5 + 0.35t2
(pro stáří 0-70 My)
hloubka≈6.4 – 3.2e-t/62.8
Ale tektonický režim tento
vztah komplikuje!
Radiogenní teplo pochází
zejména z kůry.
komplikované vztahy:
Stáří-mocnost-tepelný tok
Tektonický režim-tepelný tok
Mocnost kůry-tepelný tok
(pro stáří 35-200 My)
Artemieva et al.
Tepelný tok a mocnost kontinentální litosféry
Tepelný tok - Panonská pánev, Alpy, Karpaty, ČM
mocnost kůry
antikorelace s mocností
kůry/litosféry – panonská pánev
korelace s mocností
kůry/litosféry - Alpy vs. ČM
mocnost litosféry
Tepelný tok a stáří kontinentální litosféry
Tepelný tok obecně koreluje s tektonickým stářím litosféry:
Mladší tektonické přepracování = vyšší tepelný tok
Tektonické procesy vedou ke zrychlení přenosu tepla různými způsoby:
magmatismus, ztenčení kůry, cirkulace fluid, výzdvih+rychlá exhumace
Kolize i extenze mohou vést ke zvýšení tepelného toku.
Střední hodnoty tepelného toku podle stáří:
Prekambrické oblasti: Q ≈ 40-50 mW/m2
Mladé mezo-kenozoické oblasti: Q ≈ 70-80 mW/m2
povrchový tepelný tok
Radiogenní produkce tepla
Radiogenní produkce tepla
Rozklad radiokativních izotopů → teplo
Důležité jsou izotopy s dlouhým poločasem rozpadu, nejlépe podobným jako je stáří
Země (vysoká koncentrace) – 238U, 235U, 232Th, 40K.
Radiogenní produkce tepla: U – 95.2 µW/kg, Th – 25.6 µW/kg, K – 0.00348 µW/kg
(pro běžné izotopové složení)
Qr = 95.2CU + 25.6CTh + 0.00348CK
C – koncentrace
(složení chondritů: U-8TW, Th-8TW, K-3TW radiogenního tepla)
Qr = 95.2CU + 25.6CTh + 0.00348CK
- U, Th, K - litofilní prvky → koncentrace v kůře, v kyselých horninách
Radiogenní produkce tepla
Radiogenní produkce tepla
- U, Th, K - litofilní prvky →
koncentrace v kůře, v kyselých horninách
- 1 km vrstva typického granitu produkuje
asi 3 mW/m2 povrchového toku (pokud
všechno teplo vede vzhůru)
-10-20 km mocná kontinentální svrchní
kůra produkuje asi ½ kontinentálního
tepelného toku: >30 mW/m2
- v oceánské kůře je příspěvek
radiogenního tepla okolo 5%
- podstatným zdrojem radiogenního tepla
jsou kůra a svrch. plášť
C – koncentrace prvku (přírodní izotopové složení)
(Anti-)neutrina – částice
vznikající při speciální formě
beta rozpadu
Geoneutrina:
indikátory radioaktivního
rozpadu v zemském nitru a
nový nepřímý zdroj
informací o radiogenním
teplu z pláště
První detekce geoneutrin ze
zemského nitra:
červenec 2005
Modelování geotermy
KamLAND
Průměrný geotermální gradient ve svrchní kůře je asi 30°C/km – nemůže existovat
v celém profilu (200 000°C v nitru?).
Přímé měření do 12km, petrologické údaje zhruba do 250km dále odvozováno
hlavně z geofyziky.
Extrapolace do větších hloubek – známé údaje, které musí model splnit:
- proměnlivost seismických vlastností s hloubkou
(gradient, zóny snížených rychlostí, fázové přechody, kapalné
jádro)
- laboratorní experimenty (elastické vlastnosti s tlakem a teplotou, tlaky
a teploty tání, fázových přechodů)
- fyzika mechanismů chladnutí + matematické modely
Svrchní část Země - různé geotermy
Svrchní část Země - různé geotermy
konduktivní chladnutí
Povrchový tepelný tok
+ termobarometrie xenolitů
- role stáří/tektonického
režimu litosféry
konvektivní chladnutí
Oceánská geoterma
v průměru teplejší
(prům. Q ≈ 100 mW/m2)
Kontinentální geoterma
v průměru chladnější
(prům. Q ≈ 65 mW/m2)
Model globální geotermy
Konduktivní geoterma v litosféře
~10-250 °C/km
Tepelná konvekce
Přesun teplého materiálu napříč gravitačním potenciálem.
Materiál je nesen vztlakem získaným díky tepelné roztažnosti.
Konvektivní geoterma
- zhruba adiabatický gradient
~0.3-0.5 °C/km
- okraje s vyšším gradientem
(thermal boundary layers)
Kapalné vnější jádro
- konvekce+kondukce?
Odhad: báze litosféry – 1600K, jádro/plášť – 3750K, střed – 5100K
Rayleigh-Benardovy konvekční buňky – vzestupné a sestupné proudy
Tepelná konvekce
Přesun teplého materiálu napříč gravitačním potenciálem.
Materiál je nesen vztlakem získaným díky tepelné roztažnosti.
Vychýlení teplejšího materiálu do vyšších pater s nižším
tlakem
→ nárůst objemu a pokles hustoty.
Pokud je dostatečně vysoký teplotní gradient, dekomprese
nestačí ochladit materiál → vztlak.
Stoupání pokračuje až do míst, kde je materiál v ekvilibriu
nebo kde je zastaven. Uvolněný prostor je zaplněn
sousedícím materiálem.
Podobně při klesání studeného materiálu.
Tepelná konvekce
Plášťová konvekce
Bude ve vrstvě probíhat konvekce nebo zůstane stacionární a bude chladnout konduktivně?
Náchylnost ke konvekci popisuje bezrozměrné Rayleighovo číslo, Ra.
Vrstva bude náchylná ke konvekci při Ra > 1000.
Ra záleží na mnoha parametrech:
Q – tepelný tok na bázi vrstvy
A – radiogenní tepelná produkce vrstvy
d – tloušťka vrstvy
α – tepelná roztažnost
g – tíhové zrychlení
k – tepelná vodivost
κ – tepelná difuzivita
ν – kinematická viskozita
αgd 4 (Q + Ad )
Ra =
kκν
Subdukce
hnací parametry
brzdné parametry
Jaká je hodnota Ra v plášti?
Ra =
αgd 4 (Q + Ad )
kκν
Tíhové zrychlení odvozujeme z rychlostního modelu. Tepelnou roztažnost, difuzivitu,
vodivost známe z laboratorních měření. (Q+Ad)/k odvozujeme z povrchového
tepelného toku. Viskozitu odhadujeme z vlastností geoidu, postglaciálního vyrovnání,
slapových jevů a dalších geofyz. metod.
vrstva
svrchní plášť
spodní plášť
celý plášť
tloušťka (km)
700
2000
2700
Ra
106
3 x 107
108
Závěr: V plášti velmi pravděpodobně probíhá silná nepravidelná konvekce (asi bez
konvekčních buňek).
Subdukce – porušení normální geotermy
Zanořování chladné oceánské
litosféry do hlubšího pláště
Ohřev desky zaostává za subdukcí
→ deformace izoterm
→ porušení normální geotermy
→ dehydratace, posunutí
metamorfózy, posunutí fázových
přechodů
→ žádné velké tavení
(pod vulkanickým obloukem má
subdukovaná deska 200-300 °C – pouze
dehydratace)
→ refertilizace pláště
konvergence 6 cm/rok
Subdukce – posun křehce deformované domény
studená deska → rigidní reologie → zemětřesení až do hloubek 680km