الحمل الحراري بالوشاح

الحمل الحراري الكامل

الحمل الحراري للوشاح (إنگليزية: Mantle convection)، هو الزحف البطيء للغاية لوشاح الأرض السليكاتي الصلب حيث تحمل التيارات الحمل الحراري من باطن الأرض إلى سطحها.[1][2]

يركب الغلاف الصخري السطحي للأرض فوق الغلاف اللدن ويشكل الاثنان مكونات الوشاح العلوي. ينقسم الغلاف الصخري إلى عدد من الصفائح التكتونية التي يتم إنشاؤها أو استهلاكها باستمرار عند حدود الصفائح. يحدث التراكم عندما يضاف الوشاح إلى الحواف المتزايدة للصفيحة، المرتبطة بانتشار قاع البحر. الصعود تحت مراكز الانتشار هو مكون ضحل صاعد للحمل الحراري في الوشاح وفي معظم الحالات لا يرتبط ارتباطًا مباشرًا بالارتفاع العالمي للوشاح. تبرد المادة الساخنة المضافة في مراكز الانتشار بواسطة التوصيل والحمل الحراري أثناء تحركها بعيدًا عن مراكز الانتشار.

عند حافة الاستهلاك للصفيحة، تتقلص المادة حرارياً لتصبح كثيفة، وتغرق تحت وزنها في عملية اندساس عادةً عند إحدى الخنادق المحيطية. الاندساس هو المكون التنازلي للحمل الحراري للوشاح.[3]

تندس هذه المادة المندمجة في باطن الأرض. يبدو أن بعض المواد المندسة تصل إلى الوشاح السفلي،[4] بينما في مناطق أخرى، تُمنع هذه المادة من الاندساس أكثر، ربما بسبب الانتقال الطوري من الإسپنيل إلى سيليكات الپيروڤسكايت والمگنيسيوسوستيت، في تفاعل ماص للحرارة.[5]

تثير القشرة المحيطية المندمجة النشاط البركاني، على الرغم من تنوع الآليات الأساسية. قد تحدث البراكين بسبب العمليات التي تضيف طفوًا إلى الوشاح الذائب جزئيًا، مما قد يتسبب في التدفق الصاعد للذوبان الجزئي بسبب انخفاض كثافته. قد يتسبب الحمل الحراري الثانوي في نشاط بركاني على السطح نتيجة لتمدد الصفيحة الداخلية[6] وأعمدة الوشاح.[7] عام 1993، اقترح أن عدم التجانس في الطبقة D لها بعض التأثير على الحمل الحراري في الوشاح.[8]

يتسبب الحمل الحراري في الوشاح في تحرك الصفائح التكتونية حول سطح الأرض.[9]

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

أنواع الحمل الحراري

في أواخر أواخر القرن العشرين، كان هناك جدل كبير داخل مجتمع الجيوفيزياء حول ما إذا كان الحمل الحراري من المحتمل أن يكون "متعدد الطبقات" أو "كامل".[11][12] على الرغم من أن عناصر هذا النقاش لا تزال مستمرة، إلا أن نتائج التصوير المقطعي السيزمي والمحاكاة العددية للحمل الحراري للوشاح وفحص مجال الجاذبية الأرضية كلها بدأت تشير إلى وجود الحمل الحراري "الكامل" في الوشاح، على الأقل في الوقت الحاضر. في هذا النموذج، ينحدر الغلاف الصخري المحيطي البارد والمنخفض على امتداد الطريق من السطح إلى حدود اللب-الوشاح (CMB) وتتصاعد أعمدة ساخنة من CMB على امتداد الطريق إلى السطح.[13] تعتمد هذه الصورة بقوة على نتائج نماذج التصوير المقطعي السيزمي العالمية، والتي تُظهر عادةً شذوذًا شبيهًا باللوح والأعمدة يعبر منطقة انتقال الوشاح.

على الرغم من أنه من المقبول جيدًا الآن أن الألواح المندسة تعبر منطقة انتقال الوشاح وتنزل إلى الوشاح السفلي، إلا أن الجدل حول وجود واستمرارية الأعمدة لا يزال قائماً، مع وجود آثار مهمة على أسلوب الحمل الحراري في الوشاح. يرتبط هذا الجدل بالجدل حول ما إذا كانت البراكين داخل الصفيحة ناتجة عن عمليات ضحلة، الوشاح العلوي أو عن طريق أعمدة الوشاح السفلي.[6] جادلت العديد من دراسات الكيمياء الجيولوجية بأن الحمم التي اندلعت في مناطق داخل الصفيحة تختلف في تكوينها عن حيد وسط المحيط البازلتي الضحل (MORB). على وجه التحديد، عادة ما يكون لدى تلك البراكين نسب مرتفعة من الهيليوم-3/الهيليوم-4. كونه نوكليد بدائي، لا ينتج الهيليوم-3 بشكل طبيعي على الأرض. كما أنه يهرب بسرعة من الغلاف الجوي للأرض عند اندلاعه. تشير نسبة الهيليوم-3/الهيليوم-4 المرتفعة من بازلت الجزر المحيطية (OIBs) إلى أنه يجب الحصول عليها من جزء من الأرض لم يُصهر ويعالج من قبل بنفس طريقة مصدر MORB. تم تفسير هذا على أنه نشأ من منطقة مختلفة، أقل اختلاطًا جيدًا، يُقترح أن تكون الوشاح السفلي. ومع ذلك، أشار آخرون إلى أن الاختلافات الجيوكيميائية يمكن أن تشير إلى تضمين مكون صغير من مادة قريبة من السطح من الغلاف الصخري.


تخطيط وحيوية الحمل الحراري

انظر أيضاً: انتقال الحرارة

على الأرض ، يُقدر أن رقم رايلي للحمل الحراري داخل وشاح الأرض هو 107، مما يشير إلى الحمل الحراري القوي. تتوافق هذه القيمة مع الحمل الحراري الكامل في الوشاح (أي الحمل الحراري الممتد من سطح الأرض إلى الحدود مع اللب). على المستوى العالمي، فإن التعبير السطحي لهذا الحمل الحراري هو حركات الصفائح التكتونية، وبالتالي فإن سرعته تصل إلى بضعة سنتيمترات في السنة.[14][15][16] يمكن أن تكون السرعات أسرع للحمل الحراري الصغير الذي يحدث في المناطق منخفضة اللزوجة تحت الغلاف الصخري، وأبطأ في الوشاح السفلي حيث تكون اللزوجة أكبر. تستغرق دورة الحمل الحراري الضحل حوالي 50 مليون سنة، على الرغم من أن الحمل الحراري الأعمق يمكن أن يكون أقرب إلى 200 مليون سنة.[17]

حاليًا، يُعتقد أن الحمل الحراري الكامل في الوشاح يشمل هبوطًا واسع النطاق أسفل الأمريكتين وغرب المحيط الهادي، وكلا المنطقتين لهما تاريخ طويل من الاندساس، وتدفق المياه المتدفقة أسفل وسط المحيط الهادي وأفريقيا، وكلاهما يعرض التضاريس الديناميكية بما يتفق مع موجات المياه.[18]

يتوافق هذا النمط من التدفق واسع النطاق أيضًا مع حركات الصفائح التكتونية، والتي هي التعبير السطحي للحمل الحراري في غطاء الأرض ويشير حاليًا إلى التقارب من الدرجة الثانية نحو غرب المحيط الهادي والأمريكتين، والتباعد بعيدًا عن وسط المحيط الهادي وأفريقيا.[19] يشير استمرار التباعد التكتوني الصافي بعيدًا عن أفريقيا والمحيط الهادي خلال 250 مليون سنة مضت الماضية إلى الاستقرار طويل المدى لنمط تدفق الوشاح العام هذا،[19] ويتوافق مع الدراسات الأخرى[20][21][22] التي تشير إلى استقرار طويل الأمد لـ LLSVP، مناطق الوشاح السفلي التي تشكل قاعدة هذه المرتفعات.

الزحف في الوشاح

نظرًا لتفاوت درجات الحرارة والضغوط بين الوشاح السفلي والعلوي، يمكن أن تحدث مجموعة متنوعة من عمليات الزحف مع زحف التشويش المسيطر في الوشاح السفلي والزحف المنتشر الذي يسيطر أحيانًا على الوشاح العلوي. ومع ذلك، هناك منطقة انتقالية كبيرة في عمليات الزحف بين الوشاح العلوي والسفلي وحتى داخل كل قسم، يمكن أن تتغير خصائص الزحف بشدة مع الموقع وبالتالي درجة الحرارة والضغط. في مناطق زحف قانون الطاقة، تكون معادلة الزحف الملائمة للبيانات n = 3-4 هي المعيار.[23]

نظرًا لأن الوشاح العلوي يتكون أساسًا من الأوليڤين ((Mg ، Fe) 2SiO4)، فإن الخصائص الريولوجية للوشاح العلوي هي إلى حد كبير تلك الخاصة بالأوليڤين. لا تتساوى قوة الأوليڤين مع درجة حرارة انصهاره فحسب، بل إنها أيضًا حساسة للغاية لمحتوى الماء والسيليكا. يؤثر انخفاض الصلبة بواسطة الشوائب، وخاصة Ca و Al و Na، والضغط على سلوك الزحف وبالتالي يساهم في التغيير في آليات الزحف مع الموقع. بينما يُرسم سلوك الزحف عمومًا على أنه درجة حرارة متجانسة مقابل إجهاد، في حالة الوشاح يكون من المفيد غالبًا النظر إلى اعتماد الضغط على الإجهاد. على الرغم من أن الضغط هو قوة بسيطة على المنطقة، إلا أن تحديد المنطقة صعب جيولوجياً. توضح المعادلة 1 اعتماد الضغط على الإجهاد. نظرًا لأنه من الصعب للغاية محاكاة الضغوط العالية في الوشاح (1 ميجا باسكال عند 300-400 & nbsp؛ km)، عادةً ما يتم استقراء البيانات المعملية ذات الضغط المنخفض للضغوط العالية من خلال تطبيق مفاهيم الزحف من علم المعادن.[24]

لمعظم الوشاح درجات حرارة متجانسة من 0.65-0.75 ومعدلات إجهاد تبلغ في الثانية. تعتمد الضغوط في الوشاح على الكثافة، والجاذبية، ومعاملات التمدد الحراري، والاختلافات في درجات الحرارة التي تدفع الحمل الحراري، ويحدث الحمل الحراري عن بعد، وكلها تعطي ضغوطًا حول جزء صغير من 3-30 ميجا باسكال. نظرًا لأحجام الحبيبات الكبيرة (عند ضغوط منخفضة تصل إلى عدة مليمترات)، فمن غير المرجح أن يكون زحف نبارو-هرينگ (NH) هو المسيطر حقًا. نظرًا لأحجام الحبيبات الكبيرة، يكون زحف الانتشاري هو المسيطر. 14 ميجا باسكال هو الضغط الذي تحته يسود الزحف الانتشاري وفوقه يسود زحف قانون القوة عند 0.5Tm من الأوليڤين. وبالتالي، حتى بالنسبة لدرجات الحرارة المنخفضة نسبيًا، فإن الزحف الانتشاري للضغط سيعمل عند مستوى منخفض جدًا بالنسبة للظروف الواقعية. على الرغم من زيادة معدل زحف قانون الطاقة مع زيادة محتوى الماء بسبب الضعف، وتقليل طاقة التنشيط للانتشار وبالتالي زيادة معدل زحف NH، لا يزال NH بشكل عام غير كبير بما يكفي للسيطرة. ومع ذلك، يمكن أن يسود الزحف الانتشاري في الأجزاء شديدة البرودة أو العميقة من الوشاح العلوي. يمكن أن يُعزى التشوه الإضافي في الوشاح إلى الليونة المحسنة للتحول. أقل من 400 كم، يخضع الأوليڤين لتحول طوري ناتج عن الضغط، والذي يمكن أن يتسبب في مزيد من التشوه بسبب زيادة الليونة.[24] المزيد من الأدلة على هيمنة زحف قانون القوة يأتي من التوجهات الشبكية المفضلة نتيجة للتشوه. تحت زحف الخلع ، تعيد الهياكل البلورية توجيهها إلى اتجاهات أقل إجهاد. هذا لا يحدث تحت زحف الانتشار، وبالتالي فإن ملاحظة التوجهات المفضلة في العينات تضفي مصداقية على هيمنة زحف الانخلاع.[25]

الحمل الحراري في وشاح أجرام سماوية أخرى

من المحتمل أن تحدث (أو حدثت) عملية انتقال حراري بطيء مماثلة في الأجزاء الداخلية للكواكب الأخرى (على سبيل المثال، الزهرة، المريخ) وبعض السواتل الطبيعية (على سبيل المثال، آيو، أوروپا، إنسلادوس).

انظر أيضاً

المصادر

  1. ^ Kobes, Randy. "Mantle Convection". Archived from the original on 9 June 2011. Retrieved 26 February 2020. Physics Department, University of Winnipeg
  2. ^ Ricard, Y. (2009). "2. Physics of Mantle Convection". In David Bercovici and Gerald Schubert (ed.). Treatise on Geophysics: Mantle Dynamics. Vol. 7. Elsevier Science. ISBN 9780444535801.
  3. ^ Gerald Schubert; Donald Lawson Turcotte; Peter Olson (2001). "Chapter 2: Plate tectonics". Mantle convection in the earth and planets. Cambridge University Press. pp. 16 ff. ISBN 978-0-521-79836-5.
  4. ^ Fukao, Yoshio; Obayashi, Masayuki; Nakakuki, Tomoeki; Group, the Deep Slab Project (2009-01-01). "Stagnant Slab: A Review" (PDF). Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 37 (1): 19–46. Bibcode:2009AREPS..37...19F. doi:10.1146/annurev.earth.36.031207.124224.
  5. ^ Gerald Schubert; Donald Lawson Turcotte; Peter Olson (2001). "§2.5.3: Fate of descending slabs". Cited work. pp. 35 ff. ISBN 978-0-521-79836-5.
  6. ^ أ ب Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0.
  7. ^ أ ب Kent C. Condie (1997). Plate tectonics and crustal evolution (4th ed.). Butterworth-Heinemann. p. 5. ISBN 978-0-7506-3386-4.
  8. ^ Czechowski L. (1993) Geodesy and Physics of the Earth pp 392-395, The Origin of Hotspots and The D” Layer
  9. ^ Moresi, Louis; Solomatov, Viatcheslav (1998). "Mantle convection with a brittle lithosphere: thoughts on the global tectonic styles of the Earth and Venus". Geophysical Journal International. 133 (3): 669–82. Bibcode:1998GeoJI.133..669M. CiteSeerX 10.1.1.30.5989. doi:10.1046/j.1365-246X.1998.00521.x.
  10. ^ Ctirad Matyska & David A Yuen (2007). "Figure 17 in Lower-mantle material properties and convection models of multiscale plumes". Plates, plumes, and planetary processes. Geological Society of America. p. 159. ISBN 978-0-8137-2430-0.
  11. ^ Donald Lawson Turcotte; Gerald Schubert (2002). Geodynamics (2nd ed.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-66624-4.
  12. ^ Gerald Schubert; Donald Lawson Turcotte; Peter Olson (2001). Cited work. p. 616. ISBN 978-0-521-79836-5.
  13. ^ Montelli, R; Nolet, G; Dahlen, FA; Masters, G; Engdahl ER; Hung SH (2004). "Finite-frequency tomography reveals a variety of plumes in the mantle" (PDF). Science. 303 (5656): 338–43. Bibcode:2004Sci...303..338M. doi:10.1126/science.1092485. PMID 14657505. S2CID 35802740.
  14. ^ Small-scale convection in the upper mantle beneath the Chinese Tian Shan Mountains, http://www.vlab.msi.umn.edu/reports/allpublications/files/2007-pap79.pdf Archived 2013-05-30 at the Wayback Machine
  15. ^ Polar Wandering and Mantle Convection, http://articles.adsabs.harvard.edu/cgi-bin/nph-iarticle_query?bibcode=1972IAUS...48..212T&db_key=AST&page_ind=0&data_type=GIF&type=SCREEN_VIEW&classic=YES
  16. ^ Picture showing convection with velocities indicated. "IRIS Image Gallery". Archived from the original on 2011-09-28. Retrieved 2011-08-29.
  17. ^ Thermal Convection with a Freely Moving Top Boundary, See section IV Discussion and Conclusions http://physics.nyu.edu/jz11/publications/ConvecA.pdf
  18. ^ Lithgow-Bertelloni, Carolina; Silver, Paul G. (1998). "Dynamic topography, plate driving forces and the African superswell". Nature (in الإنجليزية). 395 (6699): 269–272. Bibcode:1998Natur.395..269L. doi:10.1038/26212. ISSN 0028-0836. S2CID 4414115.
  19. ^ أ ب Conrad, Clinton P.; Steinberger, Bernhard; Torsvik, Trond H. (2013). "Stability of active mantle upwelling revealed by net characteristics of plate tectonics". Nature (in الإنجليزية). 498 (7455): 479–482. Bibcode:2013Natur.498..479C. doi:10.1038/nature12203. hdl:10852/61522. ISSN 0028-0836. PMID 23803848. S2CID 205234113.
  20. ^ Torsvik, Trond H.; Smethurst, Mark A.; Burke, Kevin; Steinberger, Bernhard (2006). "Large igneous provinces generated from the margins of the large low-velocity provinces in the deep mantle". Geophysical Journal International (in الإنجليزية). 167 (3): 1447–1460. Bibcode:2006GeoJI.167.1447T. doi:10.1111/j.1365-246x.2006.03158.x. ISSN 0956-540X.
  21. ^ Torsvik, Trond H.; Steinberger, Bernhard; Ashwal, Lewis D.; Doubrovine, Pavel V.; Trønnes, Reidar G. (2016). "Earth evolution and dynamics—a tribute to Kevin Burke". Canadian Journal of Earth Sciences. 53 (11): 1073–1087. Bibcode:2016CaJES..53.1073T. doi:10.1139/cjes-2015-0228. hdl:10852/61998. ISSN 0008-4077.
  22. ^ Dziewonski, Adam M.; Lekic, Vedran; Romanowicz, Barbara A. (2010). "Mantle Anchor Structure: An argument for bottom up tectonics". Earth and Planetary Science Letters. 299 (1–2): 69–79. Bibcode:2010E&PSL.299...69D. doi:10.1016/j.epsl.2010.08.013. ISSN 0012-821X.
  23. ^ Weertman, J.; White, S.; Cook, Alan H. (1978-02-14). "Creep Laws for the Mantle of the Earth [and Discussion]". Philosophical Transactions of the Royal Society of London A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 288 (1350): 9–26. Bibcode:1978RSPTA.288....9W. doi:10.1098/rsta.1978.0003. ISSN 1364-503X. S2CID 91874725.
  24. ^ أ ب Borch, Robert S.; Green, Harry W. (1987-11-26). "Dependence of creep in olivine on homologous temperature and its implications for flow in the mantle". Nature. 330 (6146): 345–48. Bibcode:1987Natur.330..345B. doi:10.1038/330345a0. S2CID 4319163.
  25. ^ Karato, Shun-ichiro; Wu, Patrick (1993-05-07). "Rheology of the Upper Mantle: A Synthesis". Science. 260 (5109): 771–78. Bibcode:1993Sci...260..771K. doi:10.1126/science.260.5109.771. ISSN 0036-8075. PMID 17746109. S2CID 8626640.
تمّ الاسترجاع من "https://www.marefa.org/w/index.php?title=الحمل_الحراري_بالوشاح&oldid=2958942"