Магнитное поле Земли, его параметры и возможное образование. Палеомагнитный метод

Характеристикой магнитного поля Земли является его напряженность Т — момент силы, действующий со стороны поля на единичный магнит. Напряженность магнитного поля является векторной величиной. Магнитное поле изображается силовыми линиями, касательные к которым в каждой точке указывают направление вектора напряженности поля. Плотность силовых линий — количество силовых линий, пересекающих единичную площадь, перпендикулярную направлению силовых линий, — равна величине напряженности поля.

Элементами земного магнитного поля называются составляющие вектора напряженности в локальной системе координат, в которой ось z направлена вертикально вниз, ось x направлена на географический север, ось у — на восток, оси x и у лежат в горизонтальной плоскости, касающейся поверхности Земли (рис).

Проекция вектора на горизонтальную плоскость называется горизонтальной составляющей (H), проекция на ось z — вертикальной составляющей (Z) полного вектора T. В свою очередь, проекции горизонтальной составляющей на оси х и у называются северной (X) и восточной составляющей (Y), соответственно. Исторически сложилось так, что для ориентации вектора напряженности в пространстве использовались углы: угол между вектором напряженности T и его горизонтальной составляющей H называется наклонением I, а угол между направлением горизонтальной составляющей H и направлением на географической север — склонением D.

Напряженность современного магнитного поля составляет около 0,5 эрстед или 0,1 а/м, и считается, что в геологическом прошлом величина напряженности могла колебаться, но максимум на порядок. Геомагнитное поле Земли последние 2,0-3,5 млрд. лет принципиально не изменялось, как это установлено палеомагнитными исследованиями, а это больше половины ее геологической истории.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли, изученное с помощью различных сейсмических волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов и, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли с точкой 6371 км располагается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т.к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железо - никелевого состава, как и силикатная мантия, слагаются твердым веществом. Наличие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникновения магнитного поля, основанных на принципе магнитного гидродинамо.

Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру, чем верхняя, может возникнуть конвекция. Более легкая нагретая жидкость будет подниматься вверх, а более холодная и плотная жидкость - опускаться вниз. Конвекция обусловлена действием Архимедовой силы.Само по себе движение проводящей жидкости не приводит к появлению магнитного поля. Чтобы в движущейся проводящей жидкости возник ток, необходимо внешнее магнитное поле. Тогда при определенных конфигурациях движений и соотношениях скорости и потерь, выделяющихся в виде тепла, возможно самоподдерживающееся динамо. Характерным временем этого процесса является время магнитной диффузии - время распада токовой системы за счет диффузии: td = 13000 лет. Поэтому проблема динамо заключается в том, чтобы найти такие движения в жидком ядре Земли, которые непрерывно поддерживали бы магнитное поле. Можно сказать, что движения в ядре обусловлены необходимостью передачи тепла изнутри наружу, а магнитное поле есть побочный продукт, вызванный тем, что жидкость оказалась электропроводной. В качестве слабого начального магнитного поля, необходимого для начала генерации, может быть межпланетное магнитное поле Солнца, величина которого на расстоянии земной орбиты (1 А.Е.) примерно 6 нТл (6 гамм).

Если бы Земля не вращалась достаточно быстро вокруг своей оси, в силу симметрии движений магнитное поле не возникло. Быстрое вращение Земли вокруг своей оси приводит к возникновению Кориолисовой силы.

Можно уверенно полагать, магнитное поле всегда было дипольным, в среднем ось диполя всегда была близка к оси вращения Земли и напряженность поля существенно не менялась на протяжении геологической истории после формирования ядра. Скорость вращения Земли существенно не менялась за последний миллиард лет, и она равна 10^-5 1/сек.

Модель однодискового динамо, генерирующего магнитное поле, имеет весьма существенный недостаток. Магнитное поле этого типа не способно к обращению, т. е. изменению знака полярности, которое играет важнейшую роль в природе. Однако если в модели взаимодействуют два дисковых динамо, то эта проблема снимается. Движение вещества в жидком внешнем ядре описывается уравнениями магнитной гидродинамики, как и уравнения, описывающие взаимодействия дисковых динамо. На сегодняшний день гипотеза возникновения геомагнитного поля за счет движений проводящего жидкого вещества внешнего ядра и вращения Земли является наиболее разработанной и, что особенно важно, допускает возможность инверсий (обращения) знака магнитного поля.

Наблюдаемое на поверхности Земли МП обычно представляют в виде суммы трёх полей, источники которых имеют различные физические механизмы и различное местоположение:

T = Tm + Tвm + Tan

Основное, или главное, геомагнитное поле T_m. генерируется в ядре Земли. Электромагнитное поле T_em имеет источник в верхних слоях атмосферы: это токовые системы и системы взаимодействия солнечного ветра (потока частиц от Солнца) с силовыми линиями геомагнитного поля в околоземном пространстве. Существует также поле, создаваемое намагниченными горными породами, расположенными в земной коре. Это поле называется аномальным геомагнитным полем T_an.

Введенное Гауссом представление геомагнитного поля позволило установить, что лишь незначительная часть поля создается вне Земли (токами в ионосфере), а основная часть генерируется внутри Земли.

Вклад главного поля составляет более 95 %, аномального поля около 4 %, внешнего (ЭМ) поля — менее 1 %.

Для описания МП Земли лучшее приближение даёт наклоненный диполь (Рис). При этом используют следующую терминологию.

Геомагнитный полюс — условная точка, в которой ось диполя пересекает поверхность Земли. Геомагнитный экватор — линия, на которой дипольное поле горизонтально (пересечение плоскости, перпендикулярной оси диполя, с поверхностью Земли). В настоящее время ось диполя, аппроксимирующего магнитное поле Земли, отклонена от оси ее вращения на 11.5°, так что ось диполя пересекает поверхность Земли в канадской Арктике (северный геомагнитный полюс) в точке с координатами 78.8° с.ш. и 70.9° з.д. и в противоположной точке в Антарктиде. Центр диполя несколько смещен относительно центра Земли (примерно на 490 км) в сторону Индонезии. Такой диполь называют эксцентрическим, а точка, в которую он помещается — магнитным центром Земли. Магнитный центр Земли не является неподвижным: с 1830 по 1970 он удалился от центра Земли на северо-запад с расстояния 0.04 R_E до 0.07 R_E.

Магнитный полюс (истинный) — точка на поверхности Земли, где магнитное поле направлено вертикально, то есть H = 0, I = + 90°, координаты северного магнитного полюса 75° с.ш., 100° в.д. Магнитный экватор — линия, на которой магнитное поле горизонтально, то есть Z = 0, I = 0.

Поскольку магнитное поле Земли аппроксимируется центральным диполем с круговой симметрией по отношению к оси этого диполя, то это позволяет по магнитному склонению D и магнитному наклонению I, измеренным в любой точке поверхности земного шара, определить географические координаты — широту и долготу положения геомагнитного полюса.

Сферический гармонический анализ показал, что главное геомагнитное поле состоит из дипольной части (>80 %) и недипольной части. Недипольное поле называют также остаточным полем. Описание главного поля с помощью сферического анализа будет тем точнее, чем больше мультиполей, расположенных в центре Земли, более высокого порядка будет учтено.

Наблюдения элементов МП Земли, производящиеся в различных точках поверхности, показывают, что они не остаются постоянными во времени. Эти изменения называют вариациями геомагнитного поля.

Вариации в зависимости от их периода можно разделить на два принципиально различных типа: быстротечные периодического характера (от долей секунды до нескольких месяцев) и медленные вариации среднегодовых элементов. Последние называются вековыми ввиду большой длительности их периодов. Исследования обоих типов вариаций показали, что они различаются не только по величинам периодов, но и по происхождению.

Вариации магнитного поля с периодами меньше года вызваны процессами, протекающими вне твердой Земли. Такие токи известны под названием теллурических.

Источники одного вида быстротечных вариаций находится в верхних слоях атмосферы: это токовые системы и системы взаимодействия солнечного ветра (потока частиц от Солнца) с силовыми линиями геомагнитного поля в околоземном пространстве (электромагнитное поле T_em). Другим видом короткопериодных вариаций геомагнитного поля являются магнитные бури. Они возникают при возбуждении сильных токов в ионосфере потоком частиц, излучаемых при солнечных вспышках. Запись магнитной бури показана на рис. 7.96. Ниже будет рассмотрено применение измерения быстротечных вариаций для изучения электропроводности Земли. По порядку величины быстротечных вариации, даже самые сильные — магнитные бури, — не превосходят первых сотен у.

Рис. 7.12. Положение северного геомагнитного полюса за последние 2000 лет. Каждая точка данных — средний геомагнитный полюс за 100­летний интервал; числа указывают дату в годах нашей эры; круги возле геомагнитных полюсов в 900, 1300 и 1700 гг. нашей эры являются кругами доверия (а = 95 %). Среднее положение полюса в течение всех 2000 лет показано зачерненным квадратом, серым показан круг доверия (а = 95 %), по (Merrill, McElhinny, 1983).

Источники вековых вариаций расположены в ядре Земли, там же, где генерируется главное, геомагнитное поле T_m.

Карты, показывающие вековые изменения одного из элементов поля для данной эпохи называются картами изопор (рис. 7.10). На карте видны центры, где вековые вариации особенно велики (фокусы изопор). Происхождение фокусов связано главным образом с изменениями недипольного поля (сопоставьте с рис. 7.8).

Выявлены вековые вариации дипольной части поля с характерным временем порядка 8000—10000 тыс. лет. В последние несколько сотен лет происходит уменьшение дипольного магнитного момента. Кроме того, для вековых вариаций выделяют периоды 60, 300, 600, 1800, 3000 лет.

Даже за время исторических наблюдений геомагнитного поля замечены существенные изменения его направления. Рис. 7.11 показывает исторические записи направления геомагнитного поля в Лондоне с момента начала его надежной регистрации, которая была начата незадолго до 1600 г. нашей эры. Диапазон изменений наклонения: от 66° до 75°; склонения: от -25° до +10°, так что изменения направления действительно существенны. Магнитные поля широко распространены во Вселенной. Магнитное поле имеют звезды (в том числе Солнце), облака плазмы. Магнитные поля обнаружены у всех планет, кроме Плутона (возможно, из-за слабой изученности) и Луны. Основные характеристики магнитного поля планет приведены в таблице 7.2:

Вековые вариации имеют сходство в пределах континентов. Например, образец вариации, наблюдаемой в Париже, подобен вариации в Лондоне. Однако на разных континентах вариации могут различаться довольно значительно. Этот факт отражает, вероятно, размер источников недипольного геомагнитного поля в пределах ядра Земли.

Вековые вариации магнитного поля приводят к изменению положения геомагнитных полюсов (рис. 7.12).

Характерную особенность имеет недипольная часть главного поля: она дрейфует с течением времени на запад. Это явление, называемое западным дрейфом МП, было замечено ещё в XVII в.,однако только в середине XX в. удалось установить скорость западного дрейфа — она составляет около 0.2°/год.

Предполагается, что физическим механизмом западного дрейфа является более высокая скорость вращения мантии Земли по сравнению с внешним ядром.

Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в них минеральных зерен с различными магнитными характеристиками. Все вещества по магнитной восприимчивости подразделяются на: 1) диамагнитные; 2) парамагнитные и 3) ферромагнитные. Первые характеризуются тем, что их атомы не имеют постоянных магнитных моментов и общий магнитный момент атома диамагнетика равен нулю. Атомы вторых уже обладают собственными магнитными моментами, а ферромагнетики характеризуются упорядоченным (параллельным) расположением магнитных моментов в атомах и высокой самостоятельной намагниченностью. Для ферромагнетиков существует уровень температуры, т. н. точка Кюри, выше которой упорядочение магнитных моментов не сохраняется, поэтому лавы вулканов обретают намагниченность только после их остывания ниже точки Кюри. Ферромагнетики в горных породах являются носителями магнитных свойств. Учитывая, что зерна ферромагнитных минералов составляют в горных породах незначительный процент, то и намагниченность последних очень слабая.

Палеомагнитология.Палеомагнитология - область геофизики, изучающая древнее магнитное поле Земли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление которой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна его напряженности.

Любая горная порода, осадочная в момент своего образования или магматическая после остывания ниже точки Кюри, приобретает намагниченность по направлению и по величине соответствующую магнитному полю данного конкретного отрезка времени. Если это осадочная порода, то магнитные частицы, оседая на дно озера, моря или океана, будут ориентироваться в направлении силовых линий магнитного поля, существующего в это время и в этом месте. Магматические горные породы, лавовые потоки, интрузивные массивы, застывающие либо на поверхности Земли, либо в земной коре на глубинах в километры, приобретут намагниченность после достижения точки Кюри, разной для различных пород. Направление приобретенной намагниченности совпадает с направлением вектора напряженности магнитного поля данного времени в данной точке. В случае осадочных пород приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае изверженных - термоостаточной.

Не вдаваясь в довольно сложные характеристики видов намагниченности горных пород и факторов ее определяющих, подчеркнем роль естественной остаточной намагниченности. Существует вид намагниченности, который будучи однажды приобретенной породой, при благоприятных условиях сохраняется длительное время. Если мы вырежем из горной породы ориентированный в пространстве образец и проведем его специальную обработку, то можно измерить остаточную намагниченность этой горной породы, и, следовательно, установить направление силовых магнитных линий той эпохи, в которой данная порода сформировалась и, как следствие, вычислить положение магнитного полюса. Проводя замеры следов прошлого геомагнитного поля в массовом порядке в горных породах различного возраста на разных континентах и при бурении глубоководных скважин в океанах, мы получаем возможность выявить историю магнитного поля Земли. В этом заключается суть палеомагнитологии.

Инверсии магнитного поля - это смена знака осесимметричного диполя (рис. 2.4.2). Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный момент. Обращение полярности геомагнитного поля- важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую - магнитостратиграфию, изучающую расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной намагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов оказывается весьма действенный метод сопоставления отложений и событий. Следует сказать, что причина геомагнитных инверсий пока еще не вышла за рамки гипотез, что не мешает геологам широко использовать эту особенность геомагнитного поля для корреляции отложений.

Рис. 2.4.2. Силовые линии дипольного магнитного поля Земли. Слева - нормальная полярность, справа - обратная

Магнитостратиграфическая шкала является, по существу глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. В настоящее время проведены сотни тысяч, если не больше, определений прямой и обратной полярности в образцах горных пород различного возраста, датированных как с помощью изотопных радиологических методов, т. е. с получением абсолютного возраста породы, так и с помощью методов относительной геохронологии, т.е. палеонтологических методов.

Первая такая шкала была создана для последних 3,5 млн. лет в 1963 г. А.Коксом, Р.Доллом и Г.Далримплом. В пределах этого интервала они установили две зоны прямой полярности (как современное поле) и одну зоны обращенной. С тех пор составлено много магнитостратиграфических шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличивается, а само расчленение становится все более дробным.

Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности получили название геомагнитных эпох и части из них присвоены имена выдающихся геомагнитологов Брюнесса, Матуямы, Гаусса и Гильберта. В пределах эпох выделяются меньшие по длительности интервалы той или иной полярности, называемые геомагнитными эпизодами. Наиболее эффектно выявление интервалов прямой и обратной полярности геомагнитного поля было проведено для молодых, в геологическом смысле, лавовых потоков в Исландии, Эфиопии и в других местах. Недостаток этих исследований заключается в том, что излияния лав было прерывистым процессом, поэтому вполне возможен пропуск какого-либо магнитного эпизода.

Самое главное преимущество изучения магнитных свойств керна скважин (столбика высверленных пород) заключается в непрерывности стратиграфического разреза, когда нет пропуска в слоях, и мы уверены в полноте геологической летописи. Анализ магнитных свойств образцов из пород океанского дна позволил составить детальную шкалу инверсий поля вплоть до поздней эпохи юрского периода включительно, т.е. интервала времени в 170 млн. лет, что дало возможность реконструировать магнитное поле Земли за это время (рис. 2.4.3).

До рубежа в 570 млн. лет, т.е. для всего фанерозоя такая шкала тоже создана, но она хуже по качеству. Есть шкала и для рифея - венда (1,7-0,57 млрд. лет), однако она еще менее удовлетворительна.

Остаточная намагниченность обнаруживается даже у архейских пород с возрастом 3,4 млрд. лет. Распределение геомагнитных инверсий во времени характеризуется довольно сложной ритмичностью, состоящей как из длительных, так и кратких интервалов обращения знака поля.

Основными результатами палеомагнитных исследований являются:

1. магнитное поле Земли существует, по крайней мере три миллиарда лет и его характеристики всегда были близки к современным, скорее всего, магнитное поле имело дипольный характер;

2. в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меняло свою полярность, последний раз это произошло около 730 тысяч лет тому назад; смена полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10-50 тысяч лет; построена глобальная шкала инверсий на интервал 0-165 млн. лет; построены региональные магнитостратиграфические шкалы инверсий;

3. установлено, что аномальное магнитное поле Земли, в основном, обусловлено намагниченными горными породами;

4. координаты палеомагнитных полюсов, определенные по различным тектоническим блокам для одного и того же момента времени в геологическом прошлом, оказались различными, что свидетельствует о относительных перемещениях блоков;

5. на основании количественных данных о положении древних магнитных полюсов построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;

6. остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд. лет приобреталась в магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в тысячи раз слабее земного;

7. открыты магнитные поля планет: слабые - у Меркурия и Марса, сильные - у Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Тепловое поле Земли

Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают глубже первых десятков - сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля это огромная тепловая машина, работа которой продолжается более 4 млрд. лет, но теплопроводность Земли крайне мала.

Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору, может еще даже не достигнуть земной поверхности. Каждый год планета выделяет в космическое пространство примерно 10²¹ Дж. тепла, а за 1 сек. Солнце излучает во много раз больше - примерно 5,5*10²⁴ Дж/год или 340 Вт/м² . Не вся солнечная энергия достигает поверхности Земли и треть ее рассеивается за счет отражения атмосферой. Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т.е. потока тепла возникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр Земли, в среднем равно 59 мВт/м² или 1,41 ЕТП, где ЕТП «единица теплового потока» = 1*10^-4 кал/см²*с, а полный вынос глубинного тепла равен 3,1*10¹³ Вт или 1*10²⁸ эрг/год по данным Д.Чапмена и Х.Поллака, полученным в 1976 г.

Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс гравитационной (плотностной) дифференциации, благодаря которому Земля оказалась разделенной на несколько оболочек. 2) Распад радиоактивных элементов. 3) Приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь. Разогрев Земли на ранних стадиях ее формирования осуществлялся за счет выделения тепла при соударениях планетезималей в период аккреции и за счет ударов метеоритов в период с 4,2 до 3,9 млрд. лет, когда Земля подвергалась сильнейшей метеоритной «бомбардировке». Собственно стадия аккреции заняла очень небольшое время порядка 10⁴ – 10⁸ лет, тогда как метеоритная бомбардировка длилась гораздо дольше, примерно 300 или более млн. лет. Нагрев в период аккреции составил по ориентировочным оценкам 2,5*10³⁸ эрг, а выделившегося тепла при метеоритной бомбардировке оказалось достаточно для частичного плавления верхней оболочки ранней Земли. По расчетам В.С.Сафронова в конце протопланетного периода, температура мантии достигала на глубине 500 км +1500°С. Следовательно упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как ее называют, стадии развития планеты, т.е. до рубежа примерно в 3,9 млрд. лет. Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наиболее существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы планеты, как наиболее плотной части Земли. Значение выделившейся энергии при этом процессе оценивается различными авторами в 1,45 – 4, 60*10³¹ Дж и значительная часть этой энергии выделилась за период 2-3⋅10⁹ лет, т.е. в начальные этапы формирования Земли. Источник тепла, связанный с гравитационной или плотностной дифференциацией вещества внутри Земли, функционирует и сейчас, однако, трудно оценить его вклад в общий энергетический баланс, но большинство исследователей склоняется к предположению, что количества тепла от этого источника превышает тепло, выделившееся в процессе распада радиоактивных элементов. Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий тепловой поток - это твердые приливы, связанные, главным образом с влиянием на Землю ее спутника - Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по поверхности Земли и при этом кинетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть значительным.

Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу, выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что тепло, связанное с этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых ранних этапах жизни планеты в первые 200 млн. лет распались и исчезли короткоживущие изотопы – 26Al, 36Cl, 40Be, 80Fe, 231Np, период полураспада которых составляет 10⁶ – 10⁷ лет.

В дальнейшем уменьшилось и содержание долгоживущих изотопов 87Rb, 115In, 148Sm, 235U, 238U, 232Th, 40K. В настоящее время свой вклад в тепловой режим Земли дают изотопы U, Th и К. В ядре планеты радиоактивные элементы, по-видимому, отсутствуют и большая их часть сосредоточена в земной коре и в мантии. Существуют расчеты генерации тепла, связанного с распадом радиоактивных элементов.

Последние данные, приведенные профессором А.А. Ярошевским, выглядят следующим образом. Распространенность радиоактивных элементов в "примитивной мантии", т.е. в современной мантии плюс земная кора по 1-ой "хондритовой" модели: К – 558*10^-4 %; Th – 0,0294*10^-4 %; U – 0,0081*10^-4 %. Хондриты - это наиболее распространенные каменные метеориты, содержащие хондры - сфероидальные включения размером от долей до нескольких мм, погруженные в мелкозернистую матрицу. По 2-ой модели, учитывающей обогащение Земли по сравнению с хондритами труднолетучими элементами: К – 127*10_-4 %; Th – 0,08*10^-4 %;U – 0,0222*10^-4 %. При этом массу "мантия плюс кора" оценивают в 4034*10²⁴ г, а массу верхней части континентальной коры, т.е. ее гранитно-метаморфического слоя - в 8,12*10²⁴ г. Распространенность радиоактивных элементов в верхней части континентальной земной коры хорошо известна (по работам А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского): К – 2, 4%; Th-12*10^-24 %; U – 3*10^-4 %.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмотренных источников не оставалась постоянным и изменялась во времени. Земля, как тепловая маш на, будет работать еще сотни миллионов лет и ей не грозит "тепловая смерть" даже в отдаленном будущем, т.к. величина суммарных теплопотерь Земли намного ниже, чем общая теплогенерация за всю ее историю.

Рис. 2.5.1. Оценки температур внктри Земли разными авторами (по Б.Гутенбергу, 1963). Все кривые содержат неопределенные предположения. 1 – Аффен (по Гутенбергу, 1956); 2 – Симон (по Гутенбергу, 1954); 3 – Галварри (по Дю Буа,, 1957); 4 – Гутенберг (1951); 5 – Джеффрис (1952); 6 – Джекобс (1956); 7 – Ферхуген (1958); 8 – Гилварри (1957); 9 – Любимова (1958)

Глубинное тепловое поле.

Не глубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента. Ввиду того, что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту является геотермическая ступень, т.е. глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1°С. Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород, так и с количеством тепла, которое поступает из недр Земли. Тепловой поток оценивается количеством тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 м² за 1 секунду. Величина теплового потока выражается формулой: Q= k*G Где k – теплопроводность, а G – геотермический градиент, и измеряется в мВт/м². Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100 лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01°С.

Распределение теплового потока на Земле. В настоящее время проведены тысячи измерений теплового потока (ТП) как на континентах, так и в океанах, причем в последних они начались только в 1950 г. Это позволило охарактеризовать ТП практически всех известных геологических структур. Важно подчеркнуть, что в среднем значения ТП на суше и в пределах океанского дна весьма близки и составляют 52-50 мВт/м².

Это сходство тем более удивительно, т.к. геологическое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океанах отсутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верхний гранитно-метаморфический слой земной коры. Следовательно, примерно равный общий ТП должен уравновешиваться под океанами какими-то другими источниками тепла, в частности неглубоким залеганием астеносферы. Близкие значения среднего ТП в океанах и континентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские платформы. Так на Африканской платформе в областях выходов древних архейских (с возрастом более 2,6 млрд.лет) и нижнепротерозойских пород ( 1,6-2,6 млрд. лет) ТП не превышает 35-55 мВт/м² . Восточно-Европейская такая же древняя платформа имеет среднее значение ТП 46 мВт/м² , а Балтийский и Украинский щиты - 36 мВт/м² . В Кольской сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите недалеко от г. Мурманска, с глубиной отмечается лишь незначительное увеличение ТП с 36-40 мВт/м² в интервале глубин от 0 до 7 км и до 48-52 мВт/м² на глубинах от -7 до -12 км. Более высокими значениями ТП до 80-90 мВт/м² отличаются эпипалеозойские молодые плиты - Западно-Сибирская, Скифская, Туранская и другие. На этом фоне резкими контрастными и повышенными аномалиями ТП выделяются континентальные рифты типа Байкальского, Восточно-Африканских, Рейнского, Шаньси в Китае и др. Так, в Байкальском рифте максимальный тепловой поток составляет 165 мВт/м2. Все это молодые, продолжающие активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии. Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско-Средиземноморском складчатом поясе, сформировавшимся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько млн. лет тому назад в результате столкновения крупных Евразиатской и Африкано-Аравийской литосферных плит. Тирренское, Альборанское, Эгейское моря отличаются особо высоким ТП до 400-515 мВт/м² . Повышеным ТП до 80-120 мВт/м² характеризуются отмеченные выше Альпийские горные цепи и особенно районы молодого и современного вулканизма в Липарской и Кикладской островных дугах, в Западной Анатолии, Армении и др. В то же время впадины Черного, Левантинского, Ионического морей с рыхлыми неконсолидированными осадками мощностью до 15 кмимеют невысокие значения ТП, не превышающие 20-30 мВт/м².

Рис. 2.5.2. Схема теплового потока Кавказа (по В.Чермаку и Е.Хартигу): 1 – изолинии теплового потока в мВт^-2; 2-5 – разные величины теплового потока

Таким образом, на континентах выявляется отчетливая закономерность: чем моложе геологическая структура, тем выше средний ТП. В океанах количество измерений превышает ТП 4500, причем, благодаря скважинам глубоководного бурения ТП определяется не только в осадках – идеальном месте для измерений, но и в коренных породах 2-го базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котловины характеризуются однородным ТП в 35-56 мВт/м², но даже на этом фоне океанское дно с относительно более древним возрастом коры имеет и несколько пониженный ТП. Иными словами, закономерность такая же, как и на континентах.

Однако, срединно-океанские хребты с рифтовыми долинами и островами типа Исландии, имеют аномально высокие значения ТП - 400-600 мВт/м², достигающие местами "ураганных" значений до 1500 мВт/м², ка, например, в Калифорнийском или Красноморском рифтах. Центральная часть Исландии, обладает ТП от 140 мВт/м² до 430 мВт/м².Именно в таких зонах и осуществляется энергичный вынос тепла путем разгрузки гидротерм и извержения вулканов, причины возникновения которых заключаются в образовании магматических очагов в верхней мантии на глубинах до 150 км. Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками т.н. мантийных плюмов или горячих точек, примером которых могут быть Гавайские острова с активными вулканами. И горячие точки, и срединные океанические хребты с рифтами - это места современной высокой тепловой активности. Именно здесь происходят наиболее значительные теплопотери.