В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика, страница 11

Предполагается, что первичная дифференциация вещества на Земле и вещества метеоритов была одинаковой, так как формирование всей планетной системы происходило одновременно и по общим законам. Проведенные многочисленные измерения в железных метеоритах дали возможность определить изотопный Процесс радиоактивного распада описывается через вероятность преодоления потенциального барьера частицами атомного ядра. Энергии их так велики, а размеры ядра так малы, что обычные РТ-ус1овия не влияют на вероятность распада ядра.

Скорость распада 1о' ядер определенного сорта пропорциональна их числу: 1 л. 3. тепловой оелеим и еозоаееп Земли состав первичного свинца. Содержащиеся в каменных метеоритах 13 и ТЬ при распаде образуют изотопы радиогенного свинца. По отношению радиогепного свинца к первичному определяется возраст Земли ( 4,6 10" лет). Температура в недрах Земли Тепловой поток является произведением теплопроводности горных пород на градиент температуры (уравнение (3.1)). Все измерения показывают, что геотермический градиент направлен в глубь Земли, что означает повышение температуры с глубиной. Среднее значение геотермического градиента около 20'С/км.

Однако наблюдаются значительные отклонения от этого значения в различных областях земной поверхности. Различные значения теплового потока коррелируют с различными геологическими структурами. Температуру в недрах Земли можно оценить из следующих соображений. Поскольку втаб Т не возрастает с глубиной, то на глубинах 1 — 100 км Т не более 2000'С. Более точно Т на этих глубинах можно определить по температуре очагов вулканов, находящихся на этих глубинах, которая составляет приблизительно 1200'С.

На глубинах 400 км происходят фазовые переходы минералов МяБ10о — Реп%Оп, температура которых равна 1600 ~ 50'С. Мантия Земли по отношению к сейсмическим волнам ведет себя как твердое тело, поэтому за верхний предел температур принимается распределение температур около кривой плавления, зависящей от давления.

Лабораторные данные по зависимости Ти„силикатов, составляющих мантию, от давления дают Т на границе ядро-мантия порядка 5 10в К (Р = 1,4106 бар). Земное ядро находится в расплавленном виде и состоит в основном из железа. Т„п железа при Р = 1,4106 бар не более 4600 К. В жидком ядре градиент температуры пе может быть выше адиабатического, так как иначе начнется конвекция, которая выравнит температуру. Исходя из этого Т в центре ядра оценивают 6 10а К.

Такой метод оценки распределения Т в Земле называется методом реперпых точек. Механизмы переноса тепла в Земле Теплопроводаоспсь. Если считать, что перенос тепла осуществляется только за счет теплопроводпости, то в силу большой инерционности этого механизма следует предположить, что Гл. о'. Тепловой рвоким и воэвоосо овмли 59 основная масса (80-90%) источников тепла сосредоточена в на- ружном 100-километровом слое горных пород, что представля- ется маловероятным. Поэтому очевидно наличие и других меха- низмов переноса тепла в недрах Земли. Перенос тепла лучепспйсканием и экснтонама.

При температурах свыше 800-1500'С значительное количество тепла передается через породу лучеиспусканием. При более высоких температурах можно ожидать преобладания лучистого переноса. Эффективность этого переноса определяется прозрачностью силикатных минералов к красным и инфракрасным лучам. Добавка коэффициента /ос лучистого переноса к теплопроводности выражается приблизительно так; к,= 1йповТв Зе (3.7) где п показатель преломления, э постоянная Стефана— Больцмана, е коэффициент непрозрачности. Непрозрачность может препятствовать лучистому переносу, она зависит от количества свободных электронов. Другой механизм заключается в переносе тепла экситонами.

Нейтральные атомы могут возбуждаться радиацией, энергия которой недостаточна для образования свободных электронов, при передаче энергии возбуждения соседнему атому происходит и передача тепла. В некоторых областях мантии экситонная теплопередача (1 ) 100 км) может быть интенсивнее лучистого переноса. Тепловая конаекцня.

В жидкой среде, она может вьшести большое количество тепла даже при сравнительно небольшом градиенте. По-видимому, именно конвекцией передается тепло вверх через внешнее ядро. Многие данные., связанные с происхождением основных поверхностных структур, свидетельствуют о существовании конвекции в мантии. Вязкость верхней мантии может быть достаточно малой, чтобы допустить конвекцию при сравнительно небольшом температурном градиенте, превьппающем адиабатический. Важная геотермическая роль конвекции состоит в том, что тепло из недр Земли может быть вынесено к поверхности Земли гораздо быстрее., чем посредством теплопроводности.

Гипотеза конвекции в верхней мантии объясняет уменьшение геотермического градиента глубже 50- 100 км от поверхности. Глава 4 Геомагнетизм Магнитные поля широко распространены во Вселенной. Имеют магнитное поле Солнце., звезды, облака плазмы, перемещакн щиеся в космическом пространстве. Они, как правило, «замагничены», силовые линии поля «вморожены» в плазму.

Магнитные поля обнаружены у всех планет, кроме Плутона (пока неизвестно), и у Лупы (табл. 4.1). Магнитное поле Земли играет исключительную роль в жизни нашей планеты: опо регулирует в основном солнечно-земные взаимодействия, его силовые линии защищают поверхность Земли от проникновения от Солнца и из Космоса частиц высокой энергии, опо пронизывает всю земную твердь, океан и атмосферу, оказывает большое влияние на живую и неживую природу, намагничивает горные породы и почвы, оказывает большое влияние на плодородие последних.

Чрезвычайно важную роль магнитное поле сыграло в развитии человеческой цивилизации: с начала развития мореплавания опо служило уникальным ориентиром для моряков и в наши дни продолжает оставаться ориентиром морской, воздушной, подводной и спутниковой навигации. Именно с развитием мореплавания связано становление геомагнетизма как науки, отсчет развития которой ведется с открытия Х. Колумбом магнитного склонения во время его знаменитого путешествия к берегам Америки в сентябре 1492 г.

Как известно, наука возникает тогда., когда начинан>тся измерения, после открытия Колумба начались многочисленные измерения склонения геомагнитного поля сначала на морях и океанах, а затем и па континентах. Предметом геомагнетизма является установление и теоретическое объяснение особенностей структуры и динамики геомагнитного поля, а также их использование для познания внутреннего строения Земли и ее верхней атмосферы (магпитосферы). Жидкое металлическое ядро, твердые мантия и кора, а также верхняя атмосфера вносят свой вклад в геомагнитное поле или оказывают на него влияние.

Поэтому данные о геомагпитном Гл. 4. Гаомигнетизм Е' Ю й сб и > К о о о Д й Л О. Й й. ~б Ю Л х Ф о о 1л. З. !Ьомавяетпвм 62 поле, в свою очередь, несут ту или иную информацию об этих областях Земли. Так, например., предположение о наличии проводящей ионосферы было сделано на основании изучения суточных вариаций геомагнитного поля. Магнитные бури несут информацию о сложных взаимодействиях верхней атмосферы Земли с корпускулярным излучением Солнца (солнечным ветром).

Намагниченные горные породы обладают свойством «магнитной памяти» о древнем геомагнитном поле, в котором они намагнитились. Поэтому тщательное «палеомагнитноеь изучение истории геомагнитного поля позволяет получать ценную информацию о строении и эволюции Земли. В частности, это дало возможность выдвинуть гипотезу о конвективных движениях жидкого ядра, основанную на факте существования поля и его длиннопериодных (вековых) вариаций, разработать концепцию спрединга океанского дна, базирующуюся на структуре линейных океанских геомагнитных аномалий и палеомагнитохронологической шкале геомагнитных инверсий. В результате изучения индуцированных полей были открыты аномалии электропровод- ности в литосфере.

Геомагнетизм находит широкое применение при решении многих практических задач. При разведке полезных ископаемых магнитными методами определяются геомагнитные аномалии, обусловленные залежами железных руд и других полезных ископаемых. Для решения поисковых задач используется также тонкая структура чередования ваправления намагниченности горных пород, связанная с инверсиями геомагнитного поля, и зависимость между временными вариациями магнитнгло и электрического полей. Элементы геомагннтного поля Магнитное поле в какой-либо точке О земной поверхности с координатами р (географическая широта) и Л (долгота) характеризуется магнитной ипдукцией В (рис.

4.1). Введем в точке О прямоугольную систему координат, в которой т направляется на географический север, д -- на восток, в вертикально вниз. В Северном полушарии Земли вектор геомагнитной индукции Б направлен вниз от горизонтальной плоскости х, д. Его проекции на соответствующие оси называются северной (Х), восточной (У) и вертикальной (2) составляющими геомагнитного поля. Проекция В на горизонтальную плоскость л, д называется горизонтальной составляющей и обозначается через .Н. Горизонтальная составляющая в отличие от Х, У, 2 является вектором, так как она определяется св вф еР маг нич' -- - -- -север лосз,о У фйВ = —, (4.1) соэ Р соэ / не только абсолютной ве плоскости х, й. Если Ол меридиана в точке О, то меридиана, в общем случае не совпадающее с направлением географического.

Угол В между геомагнитным и географическим меридианами называется углом магнитного склонения, угол,1 между горизонтальной плоскостью и направлением В углом магнитного наклонения. В, .1 принято называть угловыми, а Х, У, Я, Н- силовыми элементами поля (или земного магнетизма). Различные комбинации вышеперечисленных элементов полностью определяют вектор В: Х, У, х — в прямоугольной системе координат, Л, Н, В в цилиндрической и ~В~, В, 1 в сферической системе. Между элементами существуют простые соотношения: личиной, но и направлением на направление географического ОН -- направление геомагнитпого Рис.4П. Схема определения геомагнитной индукции В в некоторой точке О с географическими координатами (у., Л). Проекции О, Х, У, 7 и углы В (магнитное склонение) и (магнитное наклонение) элементы геомагнитного поля и т.п.