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Temperatur im Erdinnern

 
     
  die Temperaturen im Erdinneren können nur aufgrund indirekter Messergebnisse und bestimmter Modelle abgeschätzt werden, da die tiefsten Bohrungen, in denen die Gebirgstemperatur gemessen wurde, eine maximale Tiefe von 12 km (Bohrung SG-3 auf der Kolahalbinsel) bzw. ca. 10 km (Erdöl-Erdgasbohrungen in Sedimentbecken) erreichen.


Die kontinentale Erdkruste hat eine mittlere Mächtigkeit von 30 km und wird nach unten durch die mit seismischen Methoden erfassbare Mohorovi Temperatur im Erdinnern
ic´-Diskontinuität begrenzt (Grenze zwischen der Erdkruste und dem oberen Erdmantel (Kruste-Mantel-Grenze). Da die Anzahl der tiefen Bohrungen sehr gering ist, gibt es gesicherte Kenntnisse über die Temperatur-Tiefenverteilung in bestimmten Regionen oder tektonischen Einheiten lediglich bis zu einer Tiefe von ca. 5 km, deren tatsächliche Messwerte in Karten der Temperaturverteilung oder Temperaturprofile konstruiert werden. Durch ein transkontinentales Profil durch Europa von den Pyrenäen bis Westsibirien wird verdeutlicht, dass bereits in 5 km Tiefe Temperaturunterschiede zwischen verschiedenen tektonischen Einheiten von >100ºC auftreten. Im Bereich der präkambrischen Osteuropäischen Plattform nimmt die Temperatur vergleichsweise langsam mit der Tiefe zu, hohe Temperaturwerte treten in tektonisch jungen Gebieten auf. Für die Extrapolation der Temperatur bis zur Kruste-Mantel-Grenze sind Annahmen über die Tiefenverteilung der radiogenen Wärmeproduktion und der Wärmeleitfähigkeit notwendig. Eine häufig benutzte Beziehung ist die exponentielle Abnahme der Wärmeproduktion mit der Tiefe:


-z/D H(z)=H0expmit H0=die Wärmeproduktion in der Nähe der Erdoberfläche ist, z/D=Relaxationstiefe, in der H auf den Wert H0/e abgesunken ist. Auf indirektem Wege können Aussagen über die vertikale Verteilung der Wärmeproduktion gemacht werden. So weiss man aus petrophysikalischen Untersuchungen an Gesteinsproben, dass es Beziehungen zwischen dem Gesteinstyp, der Gesteinsdichte, der Fortpflanzungsgeschwingkeit seismischer Wellen und der radioaktiven Wärmeproduktion gibt, da Uran als wichtigstes wärmeproduzierendes Element in granitischen Gesteinen konzentriert ist, die einen hohen Quarzgehalt und damit eine niedrige Dichte und eine niedrige Fortpflanzungsgeschwindigkeit haben. Mit zunehmender Tiefe nimmt der Quarzgehalt ab, die Dichte und die Fortpflanzungsgeschwindigkeit steigen an und die radiogene Wärmeproduktion nimmt ab. Aus der Kenntnis der vertikalen Verteilung der Fortpflanzungsgeschwindigkeit seismischer Wellen kann daher eine Abschätzung über die vertikale Verteilung der Wärmeproduktion gemacht werden. Mit diesen Ergebnissen lässt sich die Temperatur-Tiefenverteilung bis zur Kruste-Mantel-Grenze berechnen (Geotherme). Da der Aufbau der Erdkruste unterschiedlich ist, gibt es auch regional unterschiedliche Ansätze für die Wärmeproduktion und die Wärmeleitfähigkeit. Die Temperatur-Tiefenverteilung in Form von Geothermen wird daher für einzelne geothermische Provinzen (Wärmestromdichteprovinzen) oder tektonische Einheiten getrennt durchgeführt. Temperatur-Tiefenberechnungen für Europa zeigen, wie stark die Temperaturunterschiede an der Kruste-Mantel-Grenze sein können. Relativ niedrige Temperaturen (350ºC bis 500ºC) werden für präkambrische Schilde (Schweden, Finnland) und die Osteuropäische Tafel erhalten. Temperaturwerte von 500ºC bis 600ºC treten in den paläozoisch gefalteten Gebieten Europas (Böhmisches Massiv, Rheinisches Massiv) auf. Hohe Temperaturwerte von 800ºC bis 1000ºC werden unter dem Ungarischen Becken und dem Oberrheintalgraben erwartet. Diese Untersuchungegn verdeutlichen, dass die Kruste-Mantel-Grenze keine Isothermalfläche darstellt und die Wärmestromdichte an der Basis der Erdkruste nicht konstant ist. Für Europa schwanken die Temperaturen an der Kruste-Mantel-Grenze zwischen 280ºC und 900ºC und die Wärmestromdichte zwischen 15 und 60 mW/m2. Das bedeutet, dass auch im oberen Erdmantel zumindest bis zur Basis der Lithosphäre erhebliche laterale Variationen der Wärmestromdichte auftreten. Eine einfache Extrapolation der Temperatur an der Kruste-Mantel-Grenze in grössere Tiefen ist nicht möglich. Für die als fest angesehene Lithosphäre bis ca. 200 km Tiefe können jedoch zusätzliche Angaben aus Geothermometern abgeleitet werden. Von Bedeutung für die Temperaturabschätzung im oberen Erdmantel ist vor allem die Druck-Temperatur (p-T)-Abhängigkeit des Verhaltens von Ca und Al in dem Mineral Pyroxen, das verbreitet in ultrabasischen Gesteinen auftritt (Pyroxengeothermometer). Weitere Hinweise über die derzeitige Temperaturverteilung im oberen Erdmantel werden aus seismologischen Ergebnissen in Kombination mit Hochdruck-Hochtemperatur-Untersuchungen über Phasengleichgewichte in Mineralen erhalten, die als typisch für den oberen Mantel angesehen werden. Hierzu gehört insbesondere die Transformation im Mg2SiO4-Fe2SiO4-Systems des Minerals Olivin. Aus integrierten seismologischen und hochdruckphysikalischen Untersuchungen ergaben sich Temperaturwerte von 1400ºC in 380 km Tiefe, von 1550ºC in 520 km und 1610ºC in 610 km Tiefe. Im oberen Erdmantel hat der geothermische Gradient also einen Wert von weniger als 1ºC pro km. Ein weiterer Hinweis auf die Temperatur im oberen Erdmantel lässt sich aus der Tiefenlage der Niedriggeschwindigkeitszone (Low-Velocity-Zone, LVZ) an der Basis der Lithosphäre ableiten, wobei davon ausgegangen wird, dass das Material in der LVZ partiell geschmolzen ist. Daraus werden Temperaturwerte von ca. 1330 K=1057ºC abgeleitet.


Die Kenntnisse über die Temperatur im tiefen Erdinnern (tiefer Erdmantel und Erdkern) sind unsicher und weniger gut bekannt als die Dichte und die elastischen Parameter. Die Temperaturangaben für den Erdkern schwanken zwischen 2500 K und 5000 K. Für den unteren Erdmantel und den äusseren Erdkern gibt es keine Angaben zur Temperatur, die direkt oder indirekt aus Bebachtungen bestimmt wurden. Eine wichtige Grenze im Aufbau der Erde ist die Grenze zwischen dem inneren und dem äusseren Erdkern bei 5120 km Tiefe. Sie wird als Grenze zwischen dem flüssigen äusseren Erdkern und dem festen inneren Erdkern angesehen. Es wird angenommen, dass der Innenkern der Erde aus Eisen (Fe) oder einer Verbindung von Eisen mit Schwefel (S) bzw. Nickel (Ni) besteht. Das Problem besteht darin, die Schmelztemperatur tm eines Materials, das man nicht genau kennt, für einen Druck von ca. 3,2 Mbar zu bestimmen. Eine Abschätzung über die Temperatur wurde auf der Grundlage des Lindemannschen Gesetzes vorgenommen:


1/tm·dTm/dp=2(γ-1/3)/Ks.


γ ist der Grüneisenparameter und Ks die Inkompressibilität. Diese thermodynamischen Paramter
können aus seismologischen Daten abgeleitet werden (Kernphasen von Erdbebenwellen, die durch
den Erdkörper laufen). Nach verschiedenen Autoren liegt die Temperatur an der Grenze innerer
Erdkern/äusserer Erdkern zwischen 4080 K und 4168 K (Abb.). Die Temperaturzunahme zwischen
der Basis des oberen Erdmantels bei ca. 650 km Tiefe und der Innenkern-/Aussenkerngrenze bei
5120 km liegt nahe am adiabatischen geothermischen Gradienten:
dt/dz=αvTg/cp, wobei αv=Volumenausdehnungskoeffizient, g=Schwerebeschleunigung und cp=spezifische Wärme.
Für den adiabatischen Temperaturgradient gilt ein Wert von 0,3 mK/m.
Literatur: [1] Jessop, A.M. (1990): Thermal Geophysics. - Developments in Solid Earth Geophysics 17. Amsterdam-Oxford-New York-Tokyo. [2] Uyeda, S. (1988): Geodynamics. - In: Haenel, R., Rybach, L. und Stegena, L.: Handbook of Terrestrial Heat-Flow Density Determination. – Dordrecht-Boston-London.

Temperatur im ErdinnernTemperatur im Erdinnern: Temperaturprofil im Erdmantel und äusseren Erdkern nach verschiedenen Autoren.
 
 

 

 

 
 
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