Convecția mantalei

Convecția manta este un fenomen fizic care apare în interiorul mantalei Pământului . Poate avea loc pe alte planete sau sateliți terestri în anumite condiții. Convecția mantalei este o componentă esențială a teoriei tectonicii plăcilor .

Există o diferență semnificativă de temperatură între mantaua litosferică și astenosfera subiacentă, care este responsabilă pentru o coborâre a mantei reci litosfetice (la nivelul zonelor de subducție) în astenosfera mai densă. La punctele fierbinți se observă o creștere mai anecdotică a materialului cald al mantiei adânci. Aceste două mecanisme sunt activate de comportamentul ductil al rocilor pe scară largă, care permite rețelei cristaline să se deformeze fără a se rupe ( fluaj plastic ).

Numărul Rayleigh Ra, adimensional, exprimă raportul forțelor implicate în convecție, care începe dacă Ra depășește o valoare critică, caracteristică unui mediu dat. Calculul numărului Rayleigh pentru manta arată o posibilitate de convecție, în acord cu observațiile.

Estimarea numărului Rayleigh

Calculul numărului Rayleigh face posibilă afirmarea faptului că mantaua este într-adevăr în convecție. Dificultatea constă în determinarea parametrilor implicați în formula Ra. Valoarea calculată în prezent este Ra = 5 × 10 8 , depășind cu mult numărul critic Rayleigh Ra c apropiat de 1000, ceea ce mărturisește existența reală a unei convecții mantei dinamice, dar lente.

Estimarea coeficientului de expansiune termică și a difuzivității termice

Acestea sunt obținute folosind experimente geofizice efectuate în laborator pe mineralele constitutive ale mantalei ( olivină , piroxeni ), găsite în rocile mantalei exhumate de tectonică sau vulcanism. Aceste experimente termodinamice se fac la presiune ridicată și temperatură ridicată pentru a simula condițiile mantalei.

Experimental, găsim valori de ordinul:

• capacitate specifică de căldură  : 10 3 J / kg K  ;VSp≈{\ displaystyle C_ {p} \ approx} 
• densitate  : 3  × 10 3 kg / m 3  ;ρ≈{\ displaystyle \ rho \ approx}  
• coeficient de expansiune termică  : 3 × 10 −5 K −1  ;α≈{\ displaystyle \ alpha \ approx} 
• conductivitate termică  : 3  W m −1  K −1 .k≈{\ displaystyle k \ approx}

Estimarea acestor parametri face posibilă calcularea difuzivității termice  : 10 −6 m 2 / s . κ=kρVSp≈{\ displaystyle \ kappa = {\ frac {k} {\ rho \, C_ {p}}} \ approx} 

Estimarea ΔT

ΔT este diferența de temperatură dintre bază (2.885  km ) și suprafața mantalei (30  km ), adică o adâncime de ordinul a 2.900  km . Acest parametru este dificil de estimat, deoarece este imposibil să se facă măsurători directe, dar este posibil să se estimeze prin fluxul de căldură al mantalei.

Dacă nu luăm în considerare un Pământ fără convecție, temperatura mantalei se datorează mai multor fenomene:

• descompunerea elementelor radioactive naturale conținute în mineralele mantalei precum uraniul (U), toriul (Th) și potasiul (K). Cantitățile estimate pentru aceste elemente sunt 24  ppm pentru K, 0,006  ppm pentru U și 0,002  ppb pentru Th. Fluxul de căldură H produs pe unitate de masă este de aproximativ 5 × 10 −12  W / kg . Acest flux de căldură a fost mult mai important în tinerețea Pământului, datorită scăderii treptate a nivelurilor elementelor radioactive instabile în timp și dezintegrării lor;
• eliberarea inițială de căldură a Pământului la acumulare

În cazul în care căldura a fost transferat numai prin conducție în manta, DT a estimat ar fi aproape de 21.000  K . Studiile experimentale arată că o astfel de temperatură nu ar permite starea solidă a mantalei la baza sa.

Temperatura pământului la o adâncime de 660  km poate fi estimată folosind tranziții de fază olivină . Olivina α suferă diverse transformări cu adâncimea care mărturisesc condițiile precise de temperatură și presiune. Aceste tranziții pot fi detectate în profunzime prin studierea undelor seismice , a căror viteză se modifică la nivelul acestor tranziții. La limita superioară manta - manta inferioară, olivine γ se transformă în perovskit + magnesiowüstite , care se bazează pe diagrama de fază a olivina la o temperatură de 1830  K .

Nu cunoaștem temperatura mantei inferioare - tranziția miezului exterior, dar un ordin de mărime poate fi obținut prin deducție: în adâncime, fierul cristalizează la nivelul semințelor - limita miezului exterior la o temperatură de 5.000  K , ceea ce înseamnă că Temperatura stratului de bază este cuprinsă între 2000  K și 5000  K .

Notă: dacă considerăm că Pământul se află în convecție ideală (adiabatică), putem calcula temperatura în orice adâncime datorită gradientului adiabatic , dar această parte încearcă să estimeze numărul Rayleigh al mantalei pentru a ști dacă există convecție sau nu .

Estimarea vâscozității ν

Putem estima vâscozitatea unei roci de manta în laborator, dar condițiile termodinamice ale mantei sunt foarte greu de obținut în laborator.

De asemenea, este posibil prin studiul creșterii izostatice post-glaciare, care oferă informații cu privire la valoarea vâscozității astenosferei . În timpul unei glaciații, greutatea unei calote de gheață pe un continent creează o depresiune în litosfera subiacentă, datorită principiului izostazei . După topirea gheții, care este un eveniment foarte rapid, litosfera nu mai este supusă acestei greutăți și crește prin revenire izostatică. Viteza de urcare depinde direct de vâscozitatea astenosferei și a litosferei. Date istorice, măsurători de nivelare etc. permite urmărirea istoricului revenirii și, prin aplicarea la ecuațiile mecanicii fluidelor, este posibilă determinarea vâscozității.

Vâscozitatea dinamică η este estimată la aproximativ 10 21  Pa s , ceea ce dă o vâscozitate de 3 × 10 17  m 2  s −1 , în acord cu studiile teoretice ale deformării olivinei la temperatură ridicată.

Numărul calculat este foarte mare în comparație cu un fluid gazos sau lichid „clasic”: mantaua de convecție este în stare solidă și deformabilă.

Model de convecție

Ipotezele făcute pentru studiul convecției mantalei sunt după cum urmează: este un sistem convectiv a cărui vâscozitate depinde puternic de temperatură, având două straturi limită în cazul unei suprafețe „libere”, unde stratul de limită superioară foarte vâscos se împarte în plăci, generând o tulpină intraplacă scăzută și o mulțime de tulpini interplacă, așa cum se arată în harta de distribuție a cutremurului de pe suprafața pământului. Zonele de subducție în care materialul rece și dens scade la adâncime constituie fluxul descendent, în timp ce creastele oceanice constituie fluxul ascendent.

Datorită numărului foarte mare Rayleigh (Ra = 10 8 ), se estimează că convecția are o structură haotică, și anume că mișcările ascendente și descendente nu au loc în aceleași locuri în timp, dar acest lucru nu este observat nu în practică : plăcile ar fi presărate cu vulcani , penele fierbinți putând crește în orice loc, în timp ce știm că punctele fierbinți sunt relativ imobile. Studiul fluxurilor de căldură arată că energia evacuată de manta iese în principal la nivelul coloanei vertebrale (100  mW / m 2 în medie) și mult mai puțin la nivelul plăcilor litosferice destul de izolante (12  mW / m 2 în medie). Plumele ascendente s-ar acumula sub litosfera oceanică (de exemplu placa Pacificului pentru lanțul Hawaii - Împărat) sau continentală (caz de capcane ). Dacă se acumulează prea mult material sub un continent, litosfera continentală se va subția ca parte a unei rupturi pentru a da naștere unui nou ocean, aceasta este ceea ce se presupune în regiunea actuală a „ Afar ” .

Componentele celulelor de convecție

Stratul de limită superioară

În toate modelele de convecție, stratul limită superior al sistemului este considerat a fi litosfera oceanică rigidă, „plutind” pe astenosfera mai puțin vâscoasă și mai densă. Acest lucru este confirmat teoretic de studiul profilului de temperatură și al fluxului de căldură la nivelul scoarței oceanice, care urmează legile fizice ale convecției, și anume o creștere foarte rapidă a temperaturii medii în primele zeci de kilometri de adâncime, adică , stratul de limită superioară fixează o mare parte a diferenței de temperatură a sistemului convectiv. Acest lucru este confirmat de diferența de temperatură de peste 1000  K existentă între rocile de pe creastă și cele care constituie fundul oceanului - care se îndepărtează simetric de acesta.

Centrul celulei

Conform modelelor, variația temperaturii este relativ mică în raport cu adâncimea. Se estimează că este în ordinea a câteva sute de grade.

Tomografia seismică face posibilă evidențierea eterogenităților de temperatură în manta, datorită mișcărilor ascendente (plume) și descendente (scoarței oceanice subducte).

Stratul de limită inferior

Potrivit modelelor, este plasat fie la o adâncime de 660 km, la manta superioară - limita inferioară a mantei, fie la limita manta - miez la o adâncime de 2 900  km , până la un strat ipotetic numit d ″.

Modele de convecție a mantalei

Au fost concepute mai multe modele pentru a explica structura celulelor de convecție a mantalei.

Model cu un singur strat

În acest model, litosfera continentală subductată se aruncă adânc până la stratul de limită inferior, aici fiind interfața manta-miez. Acest material se poate transforma într-un panou ascendent mai puțin vâscos decât rocile din jur și care se ridică la suprafață prin vulcani cu punct fierbinte . Mișcările în sus și în jos descriu celulele de convecție. Materialul poate ieși pasiv din crestele oceanului. Există un singur tip de celulă de convecție care amestecă întreaga grosime a mantalei: se spune că acest model este „cu un singur strat”.

Model cu două straturi

Spre deosebire de modelul anterior, ne imaginăm în modelul "cu două straturi" că există celule de convecție în mantaua inferioară generate de panourile ascendente și altele în interiorul mantei superioare, permițând ieșirea materialului. La nivelul crestelor oceanice, datorită discontinuității de fază a olivinei la o adâncime de 660 km.

Model acceptat în prezent

Cel mai probabil model este un model intermediar între cele două precedente, mai mult în acord cu observațiile tomografice decât acestea. Crusta oceanică subductibilă poate coborî la stratul d ″ și poate fi sursa de pene ascendente sau poate aluneca de-a lungul interfeței mantaua superioară - manta inferioară și, de asemenea, poate genera pene. Celulele de convecție sunt limitate la mantaua inferioară. Materialul poate ieși pasiv din crestele extinse, care nu sunt adânc înrădăcinate.

Referințe

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

Vezi și tu

Bibliografie

• Geodinamică , L. Jolivet și H.-C. Nataf, ed. Dunod, 1998, 226 p.
• Fișierul conferinței din 01 - 04 - 2005: Manta de convecție, mituri, realități și întrebări de Pierre Thomas, 100 de diapozitive.
• Geochimie , Francis Albarède , Gordon & Breach, 2001

Articol asociat

• Glosar de geologie