Oblak (geologie)

Mapa světa s vyznačením míst, pod nimiž jsou podezřelé hotspoty , a tedy obláčky. Avšak ne všechny tyto hotspoty jsou v současné době vyjádřeny jako intenzivní vulkanismus.

Mantle chochol (short také chochol , z anglického / francouzštiny pro „hustým peřím“ nebo „oblaku kouře“) je geovědních technický termín pro vzestupné horkého skalního materiálu z hlubších plášti Země . Obláčky plášťů mají v hlubinách tenký trubkovitý tvar, a když dosáhnou tuhé litosféry, rozšiřují se jako helma nebo houby. V německy mluvícím světě se také používá termín Manteldiapir (nebo zkráceně Diapir ). Obchůzky plášťů jsou zodpovědné za speciální formu vulkanismu, která není vázána na hranice desek a je známá jako hotspotový vulkanismus.

Historie konceptu oblaku

Řetěz Hawaii-Emperor , který byl ve své starší části zcela podmořský , vedl k vývoji modelu Plumemodel

Modelová koncepce plášťových plášťů vznikla v 60. a 70. letech. Vulkanismus je geovědecký fenomén, který se vyskytuje převážně na aktivních okrajích desek, tj. V subdukčních a rozporných nebo oceánských šířících se zónách . Tvorba magmatu probíhá v astenosféře , zóně horního pláště, a lze ji fyzicky plně vysvětlit deskovou tektonikou . Takzvané intraplate sopky však zůstaly nepochopitelné ;

Nejaktivnější intraplate sopky lze pozorovat v oceánských oblastech, často ve spojení s rovnými řetězci ostrovů a podmořských hor . Jedním z nejznámějších příkladů je Havajské souostroví , jehož ostrovy jsou nejmladšími články řetězce Hawaiian-Emperor-Island-Seamount, který sahá až na daleký severozápad Tichého oceánu . Datování věku lávových kamenů Havajských ostrovů ukázalo, že ostrovy neustále stárnou s rostoucí vzdáleností od aktivního centra vulkanismu dnes. V roce 1963 John Tuzo Wilson odvodil z tohoto pozorování souvislost mezi vulkanismem a driftem desek a dospěl k závěru, že zdrojová oblast magmatu musí ležet mnohem hlouběji ve vnitřku Země než v běžných sopkách. Hluboký zdroj proto dodává aktivní sopku, která je však unášena pohybem desky s litosférickou deskou, na které je umístěna, dokud ji již nelze napájet stacionárním zdrojem hlubokého magmatu. Místo toho vzniká nová sopka, která po chvíli zhasne, i když se příliš vzdálila od zdrojové oblasti. V průběhu geologického času je vytvořen ostrovní řetěz, který sleduje směr pohybu desky.

Koncept byl rozšířen a vylepšen v roce 1971 geofyzikem W. Jasonem Morganem . Morgan předpokládal, že zdroje hlubokého magmatu, které volá horká místa („horká místa“) spojená s proudícími oblaky souvisejícími s expresí konvekčních procesů, jsou ve spodním plášti. S tímto předpokladem dokázal současně vysvětlit další pozorování, konkrétně to, že čediče extrahované vulkanismem hotspotů vykazují poněkud odlišné chemické složení než ty, které vznikají na středooceánských hřebenech . Koncept získal všeobecné uznání v 80. a 90. letech a byl průběžně dále rozvíjen na základě poznatků z laboratorních testů, počítačových simulací a seismologických studií. O skutečné existenci hotspotů a oblaků se však od poloviny prvního desetiletí 21. století stále více pochybovalo.

Fyzické pozadí

Tvorba a vývoj oblaků

Schéma obrysu pláště

Pera jsou stoupající proudy horkého materiálu z hlubokého pláště Země, které se pohybují na povrch Země v podobě úzkého sloupce. Prostřednictvím nich je materiál transportován z hlubin na povrch Země, zatímco na jiných místech je materiál transportován do hlubin subdukcí . Pera tak pomáhají vyvažovat hmotnostní bilanci, a proto představují důležitou součást konvekce pláště .

Podle současných znalostí vznikají oblaky plášťů z nestabilit v tepelné mezní vrstvě. Jedním z nich je takzvaná vrstva D v hloubce přibližně 2 900 km, přechodová zóna mezi vnějším jádrem kapaliny a nejnižším pláštěm . O této mezní vrstvě se již mnoho let hovoří, protože byla pozorována zdrojová oblast všech chocholů pláště. Alespoň některé z dnes postulovaných oblaků vznikají v nebo přímo pod přechodovou zónou pláště (hloubka 410 km až 660 km). Tato zóna, která tvoří přechod od spodního k hornímu plášti, je definována fázovými transformacemi minerálu olivín Text. endotermní charakter 660- km nespojitosti , tedy dolní mezní vrstvy přechodové zóny, brání výstup na oblaku materiálu a může působit jako bariéra, pod nímž se materiál hromadí a vytváří tak další tepelné mezní vrstvy. To znamená, plášťové chocholy menších průměrů by nemohly vstoupit do horního pláště proniknout, zatímco chocholy s velkým průměrem vedoucí by měli dostatek vztlaku, aby mohli pokračovat ve výstupu.

Poté, co oblak překročil viskoplastický plášť Země, materiál narazí na pevnou litosféru v horní oblasti , pod kterou se šíří ve všech směrech ve tvaru houby. Horký oblak ohřívá sublitosférický plášť do té míry, že je překročena křivka solidu horniny pláště, tj. H. jeho teplota stoupne nad teplotu, při které se části vrchní vrstvy pláště začnou tát pod převládajícím tlakem. Čím dále oblak stoupá, tím více materiálu se taví v důsledku klesajícího tlaku. Tavenina (magma) proudí nahoru existujícími puklinami a sítí pórů horniny v matečné hornině vytvořené tavením, protože má nižší hustotu než zbytky horniny a je také vytlačována mechanickými napětími v mateřské hornině a zátěži tlak. Po gradientech tlaku a hustoty migruje v rozštěpu litosférou do zemské kůry , kde se shromažďuje v magmatické komoře . Pokud tlak v magmatické komoře vzroste na dostatečnou úroveň, může tavenina nakonec proniknout na povrch Země a způsobit tam intenzivní vulkanismus hotspotů .

průzkum

Vzhledem k velké hloubce nelze zdrojovou oblast oblaků pláště přímo pozorovat. Jeho původ a jeho vzestup lze tedy zkoumat a zkoumat pouze nepřímo. Důležitými nástroji, které vedly k dnešnímu obrazu oblaků plášťů, jsou numerické modelování a laboratorní experimenty. Modelování počítá ze známých nebo odvozených fyzikálních parametrů materiálu, jako je B. hustota nebo viskozita ve spojení s dynamickými zákony tekutin, časový vývoj stoupajícího oblaku a jeho vliv na okolní horninu. V laboratorních testech je naopak vývoj vzestupných oblaků zkoumán ve výrazně sníženém měřítku. Za tímto účelem je situace ve vnitřním prostoru Země simulována zahříváním viskózních plastových kapalin se srovnatelnými viskozitami zespodu, což vede k vývoji nestability a proudů. Výsledky obou metod poskytují vodítka pro interpretaci skutečných seismologických pozorování, která se připisují účinkům oblaků.

Vhodnými seismologickými vyšetřovacími metodami pro tepelně indukované účinky jsou například seismická tomografie a funkce přijímače . Tomografie je schopna detekovat snížení rychlosti šíření seismických vln ve vnitřku Země způsobené horkým proudem a ukázat jejich drsnou trojrozměrnou strukturu. Metoda funkce přijímače se na druhé straně používá k mapování změn hloubky v seismických mezních vrstvách , které jsou také způsobeny výrazně zvýšenou teplotou.

Tvar a sekundární efekty

Z kombinace takových studií se nyní vyvozuje, že úzká trubice oblaku má obvykle průměr několik desítek až několik set kilometrů, zatímco oblak se může rozšířit na mnohem větší plochy. Z výsledků výzkumu je dále odvozeno, že teplota proti proudu je o 100 ° C až 300 ° C vyšší než teplota okolního materiálu. Výskyt oblaků pláště je spojen s řadou pozorovatelných geofyzikálních účinků, které poskytují vědecké poznatky a přispívají k identifikaci oblaků a jejich povrchového vzhledu, hotspotů.

Povodňové čediče na východním pobřeží Grónska ve Scoresbysundu jsou spojeny s otevřením Atlantiku a pravděpodobně souvisejí s hlavou dnešního islandského oblaku

Nejvýraznějším okamžitě viditelným fenoménem v oceánských oblastech je vytvoření lineárního řetězce vulkanických ostrovů a podmořských hor , což nakonec vedlo k vývoji modelu oblaku. Odpovídající vulkanické řetězce mohou vzniknout na kontinentech. Podle dnešního pohledu jsou povodňové čedičové oblasti ( Velké vyvřelé provincie ) také považovány za známku aktivity oblaku: Pokud nízkoviskózní hlava oblaku dosáhne litosféry, může dojít k rozsáhlé vulkanické aktivitě, při které se extrahuje výrazně větší množství magmatu ve srovnatelné době než s konvenčním vulkanismem. V pozdější fázi však chochol zanechává relativně malý vulkanický řetězec. Spojení povodňových čedičových oblastí s dopadem oblaku má také důsledky pro teorii tzv. Superplumů . Tyto neobvykle rozsáhlé, ale krátkodobé chocholy byly postulovány, aby vysvětlily existenci nesmírně silných povodňových čedičových provincií, jako je Dekkan-Trapp na indickém předměstí. S konceptem hlavy dopadajícího oblaku je však již možné adekvátní vysvětlení. Logicky jsou Dekkan-Trapp- Basalt dnes spojeny s hotspotem Réunion , i když tento výklad není nesporný. Ostatní povodňové čedičové oblasti jsou z. B. čediče Paraná v Brazílii (do hotspotu Trindade ), sibiřský Trapp v severním Rusku nebo Emeishan Trapp v Číně . Poslední dva nejsou spojeny s oblakem pláště, ale vzhledem k jejich pokročilému věku ( permu ) je nepravděpodobné, že kauzativní oblaky existují dodnes.

Vliv tepelného vlivu na hranici litosféry a astenosféry pod Havajem prostřednictvím interakce s horkým odtokem oblaku pláště: Postupem času (starší ostrovy, vzadu) se litosféra stále více ztenčuje.

Dalším měřitelným účinkem oblaků je vytvoření topografického prahu v blízkosti nedávného vulkanismu hotspotů a také regionální zvýšení geoidu . Takový jev byl zkoumán na příkladu havajského hotspotu (na ilustraci řetězce Hawaii Emperor výše je označen světlejšími odstíny modré barvy). Původně byla geoidní výška vysvětlena jako výstup způsobený jednoduchou tepelnou roztažností, ale měření tepelného toku a geologicky krátká doba výstupu ukazují, že toto vysvětlení samo o sobě nestačí. Další efekt je vytvořen upflow samotného oblaku, což vede k dynamickému pozvednutí.

Přítomnost horkého proudu proti proudu má také účinky uvnitř Země, které lze nepřímo detekovat pomocí seismologických metod: Jak bylo vysvětleno v předchozí části, zvýšená teplota vede ke snížení seismických rychlostí a ke změně hloubky 410 km , 660 km diskontinuity přechodové zóny pláště a hranice litosféra - astenosféra (obrázek vpravo).

Superplety

Podle teorie publikované koncem 80. a počátkem 90. let Robertem Sheridanem ( Rutgersova univerzita ) a Rogerem Larsonem ( University of Rhode Island ) probíhaly v období křídy rozsáhlé činnosti týkající se superplumů. Podle této teorie bylo centrum aktivit pod západním Pacifikem. Zasažená oblast má průměr několik tisíc kilometrů, což je desetinásobek plochy zasažené chocholy podle současných modelů. Z tohoto důvodu Larson nazval fenomén Superplume .

Sheridan a Larson vyvinuli svůj koncept činnosti superplumů před 120 miliony let na základě následujících důkazů:

Jako pozůstatek této události, kterou lze vidět dodnes, Larson uvedl takzvaný jižní Pacifik Superswell , rozsáhlou oblast neobvykle tenké oceánské kůry a zvýšeného toku tepla v jižním Pacifiku.

Další aktivity superplumes se předpokládá, pro jura , přechod z karbonu na perm , jakož i pro Proterozoic a Archean . Některé teorie také připisují vulkanické jevy na jiných nebeských tělesům aktivitě superplume, jako je tvorba sopek Tharsis na Marsu.

Současný stav výzkumu

Teorie superplumů dosud není v odborných kruzích obecně uznávána a zůstává oblastí současného výzkumu. V posledních několika letech byl tento termín používán v různých významech kvůli nedostatku jasné definice, která způsobila další podráždění. Například superplety byly postulovány jako vysvětlení rozpadu dřívějších hlavních kontinentů, jako je B. Pangea . Vzhledem k tomu, že výskyt masivních povodňových čedičových provincií lze nyní popsat také jednoduchými chocholy, je termín superplém v poslední literatuře používán hlavně pro dva regiony, které jsou v současné době charakterizovány zvláště rozsáhlými podpisy oblaků a souvisejícími geoidními výkyvy. Jedním z nich je výše popsaný jižní Pacifik Superswell, který se vyznačuje zvýšeným tepelným tokem a čtyřmi hotspoty na povrchu. Předpokládá se, že další superplém je pod africkým kontinentem , který se v jižní části Afriky představuje jako nesmírně rozsáhlá nízkorychlostní stavba. Tato seismologicky odvozená struktura stoupá vertikálně přibližně 1200 km od hranice jádra a pláště a mohla by dosáhnout podobného horizontálního rozsahu.

Novější seismologické studie však často ukazují struktury v hypotetických superpletech, které lze teprve nyní vyřešit pomocí neustále vylepšovaných technických měřicích zařízení. Tvorba superplumu z nestability vrstvy D " se z hlediska fluidní dynamiky jeví jako sporná. Na druhou stranu se předpokládá, že sousední plášťové diapiry mají tendenci se pohybovat směrem k sobě v důsledku cirkulačních proudů spouštěných proti proudu Je tedy myslitelné, že superplumy ve skutečnosti inklinují k hromadění chocholů normálních plášťů. V předchozím numerickém modelování se však ukázalo, že deska relativně chladnějšího materiálu, která se podrobila hranici mezi jádrem a pláštěm, by mohla vytvořit podstatně větší nestabilitu. model by byl vhodný k popisu rozsáhlé katastrofické události nadbytečnosti.

Viz také

literatura

  • Joachim RR Ritter, Ulrich R. Christensen (Eds.): Mantle Plumes - A Multidisciplinary Approach. Springer Verlag, Berlin 2007, ISBN 978-3-540-68045-1 . (Angličtina)
  • Kent C. Condie: Mantle Plumes a jejich záznam v historii Země. Cambridge University Press, Cambridge 2001, ISBN 0-521-01472-7 . (Angličtina)

Individuální důkazy

  1. ^ Frank Press, Raymond Siever: Obecná geologie. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-390-5 .
  2. ^ JT Wilson: Důkazy z ostrovů na šíření oceánských podlah. In: Příroda . 197, 1963, str. 536-538.
  3. ^ WJ Morgan: Konvekční chocholy ve spodním plášti. In: Příroda . Svazek 230, 1971, s. 42-43.
  4. ↑ Viz odpovídající krátké přehledy v:
    • Yaoling Niu, Marjorie Wilson, Emma R. Humphreys, Michael J. O'Hara: Původ Intra-plate Ocean Island Basalts (OIB): Lidový efekt a jeho geodynamické důsledky. In: Journal of Petrology. Vol.52, No. 7-8, pp. 1443-1468, doi : 10,1093 / petrology / egr030 .
    • Vincent E Neall, Steven A Trewick: Věk a původ tichomořských ostrovů: geologický přehled. In: Filozofické transakce královské společnosti B: Biologické vědy. Sv. 363, č. 1508, str. 3293-3308, doi : 10,1098 / rstb.2008.0119 .
  5. ^ D. Bercovici, A. Kelly: Nelineární iniciace diapirů a kouřových hlav. In: Fyzika Země a planetární interiéry. 101, 1997, str. 119-130.
  6. ↑ a b L. Cserepes, DA Yuen: O možnosti druhého druhu obláčku. In: Země a planetární vědecké dopisy. 183, 2000, s. 61-71.
  7. ^ A b c R. Montelli a kol .: Katalog oblaků hlubokých plášťů: Nové výsledky z konečně-frekvenční tomografie. In: Geochemistry, Geophysics, Geosystems. Vol.7 , 2006, ISSN  1525-2027 .
  8. ^ G. Marquart, H. Schmeling: Interakce oblaků malého pláště s fázovou hranicí spinelu a perovskitu: důsledky pro chemické míchání. In: Země a platentární vědecké dopisy. Svazek 177, 2000, str. 241-254.
  9. ↑ a b J. Korenaga: Pevné obláčky plášťů a povaha hraniční oblasti jádro-plášť. In: Země a planetární vědecké dopisy. Sv. 232, 2005, s. 29-37.
  10. ↑ T. Nakakuki, DA Yuen, S. Honda: Interakce oblaků s přechodovou zónou pod kontinenty a oceány. In: Země a planetární vědecké dopisy. Vol. 146, 1997, str. 379-391.
  11. ^ N. Ribe, UR Christensen: Trojrozměrné modelování interakce oblak-litosféra. In: Journal of Geophysical Research. Vol. 99, 1994, str. 669-682.
  12. ↑ RC Kerr, C. Mériaux: Struktura a dynamika ostříhaných plášťových plášťů. In: Geochemistry, Geophysics, Geosystems. Vol.5 , 2004, ISSN  1525-2027 .
  13. ↑ a b A. Davaille, J. Vatteville: O přechodné povaze plášťových chocholů. In: Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 32, 2005, doi : 10.1029 / 2005 GL023029 .
  14. ↑ D. Zhao: Globální tomografické snímky oblaků plášťů a subduktujících desek: vhled do hluboké dynamiky Země. In: Fyzika Země a planetární interiéry. Svazek 146, 2004, s. 3-34.
  15. ^ I. Wölbern et al.: Hluboký původ havajského nakloněného oblaku odvozeného z funkcí přijímače. In: Geophysical Journal International. 166, 2006, s. 767-781.
  16. ↑ LP Vinnik, V. Farra, R. child: Hluboká struktura afro-arabského hotspotu pomocí funkcí přijímače S. In: Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 31, 2004, doi : 10.1029 / 2004 GL019574 .
  17. ^ Li et al: Seismické pozorování úzkých oblaků v oceánském horním plášti. In: Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 30, 2003, doi : 10.1029 / 2002 GL015411 .
  18. ↑ T. Dahl-Jensen a kol .: Hloubka Moho v Grónsku: analýza funkce přijímače naznačuje dva proterozoické bloky v Grónsku. In: Země a planetární vědecké dopisy. Svazek 205, 2003, s. 379-393.
  19. ↑ a b c B. Steinberger: Pera v konvekčním plášti: Modely a pozorování pro jednotlivé hotspoty. In: Journal of Geophysical Research. 105, 2000, str. 11127-11152.
  20. ↑ AM Jellinek, M. Manga: Vazby mezi dlouhodobými horkými místy, chocholy pláště, D "a deskovou tektonikou. In: Reviews of Geophysics . Vol. 42, 2004, doi : 10.1029 / 2003RG000144 .
  21. ↑ Deccan nad hypotézu oblaku (anglicky)
  22. ↑ L. Cserepes, UR Christensen, NM Ribe: Výška geoidu versus topografie pro model oblaku havajského vlnobití. In: Země a planetární vědecké dopisy. Svazek 178, 2000, str. 29-38.
  23. ^ J. van Hunen, S. Zhong: Nový pohled na havajský oblak bobtnající dynamiky ze zákonů měřítka. In: Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 30, 2003, doi : 10.1029 / 2003 GL017646 .
  24. ^ P. Wessel: Pozorovací omezení na modelech havajského horkého bodu bobtnají. In: Journal of Geophysical Research. Vol. 98, 1993, str. 16095-16104.
  25. ^ Kent Ratajeski: křídový superplém. Příspěvek ke všem věcem křídy: Sbírka digitálních zdrojů pro výuku a učení od Science Center Resource Center (SERC), Carleton College, Northfield, Minnesota.
  26. ^ KC Condie: Superkontinenti a události superplume: rozlišovací signály v geologickém záznamu. In: Fyzika Země a planetární interiéry. Svazek 146, 2004, s. 319-332.
  27. ^ F. Niu a kol.: Struktura přechodové zóny pláště pod jižním Pacifikem Superswell a důkazy o oblaku pláště, který je základem hotspotu Společnosti. In: Země a planetární vědecké dopisy. Svazek 198, 2002, str. 371-380.
  28. ^ S. Ni, DV Helmberger: Další omezení africké struktury superpletu. In: Fyzika Země a planetární interiéry. Sv. 140, 2003, str. 243-251.
  29. ^ S. Ni a kol.: Ostré strany afrického superplumu. In: Věda. 296, 2002, str. 1850-1852.
  30. ↑ G. Schubert a kol.: Nadmnožiny nebo seskupení oblaků? In: Fyzika Země a planetární interiéry. Svazek 146, 2004, s. 147-162.
  31. ↑ E. Tan, M. Gurnis, L. Han: Desky ve spodním plášti a jejich modulace tvorby oblaku. In: Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 3, 1067, 2002, doi : 10,1029 / 2001 GC000238 .

webové odkazy