Gourt Home::Gourt :: Mantelkonvektion
Als Mantelkonvektion bezeichnet man langsam ablaufende Umwälzungen des Erdmantels, die durch thermisch induzierte Auftriebskräfte angetrieben werden. Mantelkonvektion stellt eine spezielle Form der thermischen Konvektion dar
Energiequellen
Mantelkonvektion stellt einen Wärmetransportmechanismus dar, bei dem Wärme aus dem Erdinnern zur Oberfläche transportiert wird. Angetrieben wird Mantelkonvektion also durch Wärmequellen, die a) aus der Frühzeit der Erdentstehung stammen (= Anfangswärme der Erde aufgrund von Kompression, Aufprallenergie von Meteoriten und Asteroiden und Zerfall kurzlebiger radioaktiver Elemente) und b) aus dem heute noch andauernden Zerfall langlebiger radioaktiver Elemente (U235, U238, Th und K40) im Erdmantel. Mantelkonvektion stellt somit eine besondere Form von thermischer Konvektion dar. Im Unterschied zur klassischen Rayleigh-Benard-Konvektion erfolgt die Heizung jedoch nicht nur von unten (durch den abkühlenden Erdkern), sondern auch von innen. Insgsesamt gibt die Erde durch Mantelkonvektion eine Energie pro Zeit von 2×10^13 W ab.
Mantelkonvektion und Plattentektonik
Die Umwälzungen laufen sehr langsam mit vertikalen und horizontalen Strömungsgeschwindigkeiten von einigen cm pro Jahr ab. Der konvektierende Erdmantel ist dabei nicht flüssig, sondern verhält sich wegen der hohen Temperaturen und Drücke zähplastisch oder viskos (Viskosität 10^21 bis 10^23 Pa s). Man kann die oberflächige Erscheinungsform der Mantelkonvektion an der Erdoberfläche direkt in Form des wohlbekannten Musters sich bewegender Lithosphärenplatten erkennen, der Plattentektonik. Die Platten bewegen sich ebenfalls mit Geschwindigkeiten von einigen cm pro Jahr. Man kann also nicht sagen, dass Mantelkonvektion die driftenden Platten antreibt oder dass die Platten die Mantelkonvektion antreiben: Plattentektonik ist ein integraler Bestandteil der Mantelkonvektion.
Das Prinzip
Das Prinzip der Mantelkonvektion beruht auf thermischer Konvektion: In einer viskosen Flüssigkeit, die von unten oder von innen geheizt und von oben abgekühlt wird, führen Temperaturunterschiede zu thermischer Ausdehnung bzw. Kontraktion. Die resultierenden Dichteunterschiede in der Flüssigkeit rufen Auftriebskräfte hervor, die thermische Konvektion antreiben. Die Heftigkeit thermischer Konvektion wird durch die sogenannte Rayleighzahl, Ra, beschrieben. Man kann thermische Konvektion untersuchen, indem man die zugehörigen mathematischen Gleichungen auf dem Computer löst. Als Beispiel zeigt die convection-snapshot.gif Abbildung eine konvektierende Schicht mit Ra = 10^6, konstanter Viskosität, von unten geheizt. Man sieht, dass die Unterseite der viskosen Schicht eine heiße thermische Grenzschicht hat (rot), von der aus sogenannte heiße Plumes (Mantle plume) aufsteigen. Von der kalten thermischen Grenzschicht an der Oberseite (dunkelblau) sinken kalte Tropfen oder Plumes nach unten. Animationen findet man zum Beispiel unter diesem Link *
Geschichtete oder Ganzmantelkonvektion
In 660 km Tiefe befindet sich eine Phasengrenze (660-km-Diskontinuität), die den oberen Mantel (30 - 410 km Tiefe) und die sogenannte Übergangszone (410 - 660 km Tiefe) vom unteren Mantel (660 -2900 km Tiefe) trennt. Diese Grenze stellt ein Hindernis für Mantelkonvektion dar. Man nimmt an, dass in der frühen Erdgeschichte die Mantelkonvektion heftiger als heute war, und möglicherweise getrennt im oberen und unteren Mantel ablief, während wir uns heute in einer Art Übergangsphase zur Ganzmantelkonvektion befinden: Aufsteigende und absinkende Ströme werden durch die Phasengrenze earth2.pngabgebremst und stauen sich dort teilweise auf, durchdringen sie aber dann meist doch.
Nachweis der Mantelkonvektion
Neben der direkten Beobachtung der oberflächigen Auswirkungen (Plattentektonik) erlaubt die Seismologie indirekt, heiße aufströmende und kühle absinkende Konvektionsäste zu identifizieren: Heiße Gebiete sind durch leicht herabgesetzte seismische Geschwindigkeiten gekennzeichnet, kühle Gebiete durch etwas höhere seismische Geschwindigkeiten. Durch die sogenannte seismische Tomographie kann man solche Zonen im Erdmantel identifizieren (z.B. sieht man unter Island eine heiße, also aufsteigende Region, unter Japan eine kalte, also absinkende Region). Die aus solchen Tomographiemodellen gewonnenen Dichteverteilungen können dann in fluiddynamische Gleichungen eingesetzt werden, und daraus dann die Strömungsfelder direkt berechnet werden. Die Abbildung zeigt ein solches Beispiel.
Eine weitere Möglichkeit, Mantelkonvektion indirekt zu beobachten liegt im Schwerefeld oder im Geoid. Die oben beschriebenen Dichtevariationen führen zu sehr kleinen aber messbaren Änderungen im Erdschwerefeld. So beobachtet man beispielsweise im Westlichen Pazifik großräumig ein leicht stärkeres Gravitationsfeld, das durch die höhere Dichte im kalten konvektiven Abstrom (Subduktionszone) interpretiert wird.
"Mantelkonvektion"
