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Abb. 6.38
Variation der Wassertiefe d
W
über dem Ozeanboden als
Funktion seines Alters (
a
) bzw. der Quadratwurzel seines Alters (
b
).
Jahren und dargestellt als Mittelwert (
Kreise
) und Standardabweichung
Modellen für einen gekühlten Halbraum (
durchgezogen
, Gleichung
sprechen den Modellen I bzw. II)
Tab. 6.24
Parameter der in Abb.
6.38
verwendeten Modelle zur Vorhersage der Ozeantiefe mit (
6.183
)
und
(
6.185
)
(nach © Harris & Chapman
Modell
1120
1220
Anfangstemperatur T
M
T
O
(°C)
-
-
(m
2
s
1
)
8
10
7
8
10
7
8
10
7
Thermische Diffusivität
›
Wärmeleitfähigkeit
œ
(Wm
1
K
1
)
3,3
3,1
3,1
(K
1
)
4
10
5
3;28.1;29/
10
5
3;1.08/
10
5
Therm. Ausdehnungskoeffizient
'
¡
M
(kgm
3
)
Manteldichte
3300
3300
3300
¡
W
(kgm
3
)
Wasserdichte
1000
1000
1000
Plattendicke z
max
(km)
-
125(10)
95(15)
Untere Randtemperatur T
M
(°C)
-
1333(274)
1450(250)
Tiefe des Spreizungsrückens (m)
2500
2500
2500
ozeanischen Wärmestromdichte liegt der Grund wiederum
darin, dass für Krustenalter jenseits von 80 Millionen Jahren
die thermische Diffusionslänge in der Größenordnung der
Lithosphärendicke liegt. Deshalb wird die Temperatur in der
ozeanischen Kruste durch diese und die thermische Randbe-
dingung am unteren Rand der Lithosphäre beeinflusst: Die
Wärmestromdichte an der Oberfläche der ozeanischen Krus-
te nimmt nicht weiter ab und die Ozeantiefe nicht weiter zu,
da der Lithosphäre Wärme aus dem Mantel zufließt, was im
einfachen Modell des homogenen Halbraums nicht vorgese-
hen ist.
führt. Im Folgenden wird ihre Ableitung aus der Diffusions-
Advektionsgleichung
@.¡
c
p
T
/
@
t
„ ƒ‚ …
Änderung der Wärme im
Volumen mit der Zeit
Dr
C
œr
T
„ƒ‚…
Diffusion: q
dif
.¡
c
p
/
f
T
v
„ ƒ‚ …
Advektion: q
adv
A
(6.186)
„ƒ‚…
Produktion
„ ƒ‚ …
Divergenz der Wärmeflüsse in das und aus dem Volumen
6.5.5 Wärmeadvektion als Maß für Strömung
Im Abschn.
6.3
wurden die Péclet- und Nusselt-Zahlen
als Maß für die Volumenstromrate
v
eines Fluids einge-
