В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 17
Текст из файла (страница 17)
Согласно теории С. И. Брагинского, возникающая в результате действия гидромагпитного динамо генерация главного поля не является стационарной, а испытывает ряд колебаний, которые можно сопоставить с вековыми вариациями геомагнитного поля. Основное колебание поля с Т вЂ” 8000 лет, представляющее изменение дипольной части поля в 1,5.
2,0 раза, связано, согласно теории, со временем взаимодействия между тороидальными и полоидальными полями в обьеме ядра Земли в процессе крупномасштабной конвекции вещества ядра. Колебания с Т вЂ” 600 1800 лет, обусловливакпцие движение и распад крупных неоднородностей геомагнитного поля, объясняются неустойчивостью осесимметричного радиального потока вещества в низких широтах., при которой взаимодействие магнитных, архимедовых и кориолисовых сил приводит к возникновению так называемых МАК-волн, движущихся в широтном направлении. 60-летние вариации, по С.
И. Брагинскому, обьясняются крутильными колебаниями в системе ядро — мантия, возникающими при движении альвеновской волны в жидком ядре Земли. Вариации с Т вЂ” 4 40 лет внутриземного происхождения связаны с мелкомасштабными турбулентностями в верхних частях ядра, осуществляющими более эффективное «перемешивание», чем механизм молекулярного переноса. Существуют и другие подходы к теории происхождения геомагнитного поля. Теория гидромагнитного динамо является только наиболее распространенной среди геофизиков.
Однако и в этой теории разработаны лишь кинематические аспекты, практически не разработанными остаются проблемы динамики и энергетики земного динамо. Механизм генерации квазидипольного геомагнитного поля был бы достаточно прост и эффективен, если бы во внешнем ядре Земли возникал тороидвльный ток, а не магнитное поле. Тороидальный ток естественно генерировал бы азимутальное (полоидальпое) поле, которое мы и наблюдаем на поверхности Земли. Новосибирский физик В.
В. Аксенов в 2002 г. на основе принципиально нового анализа структуры геомагнитного поля показал, что в ядре Земли вследствие его сферичности возможно возникновение тороидальпых токов. Однако никаких других подтверждений новой концепции возникновения геомагнитного поля за счет тороидальных токов пока нет. Глава 5 Литосфера Земли и ее эволюция Литосфера и астеносфера Достаточно детально сейсмическими и другими геофизическими методами изучена верхняя мантия Земли. Эта часть Земли наиболее доступна для геофизического изучения и наиболее важна для жизни человечества. Верхняя мантия простирается от границы Мохе до глубины 400 км.
В состав верхней мантии входит нижняя часть литосферы и верхняя часть астеносферы. Литосфера представляет собой каменну|о (твердую и прочную) верхнюю оболочку Земли. Ее толщина меняется от 50 до 150 км в разных регионах Земли, следовательно, литосфера включает земную кору н часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что превратилось в горную породу. Глубже литосферы находится зона пониженных скоростей (по сравнению с таковыми в литосфере) сейсмических волн. Эта зона, простирающаяся от подошвы литосферы до 300 — 400 км, называется астеносферой. Слои астеносферы легко деформируются под действием сдвиговых напряжений за счет пластичности (ползучести) астсносферного вещества.
Такое поведение вещества связано с его частичным плавлением. Прохождение поперечных сейсмических волн через астеносферу указывает на то, что плавление не может быть полным и вещество должно находиться в состоянии, близком к твердому. Процент расплава вещества но разным косвенным данным изменяется от нескольких единиц до 20%. Такое состояние астеносферы приводит к достаточно сильному затуханию поперечных сейсмических волн. Существуют участки под литосферой, где астеносфера не фиксируется. Литосфера в зависимости от географических координат изменяется не только по толщине, она вообще пе является однородной монолитной оболочкой. Основную структуру литосферы можно понять, рассматривая строение поверхности Земли.
В первом приближении поверхность разделяется на приподнятый над средним уровнем моря континентальный регион и опущенный океанский регион. К континентам примыкает материковая 4 В и. Трихин и хр. Гл. э. Лишосфера Земли и вв «вилюцил отмель (шельф)., затем идет с резким углублением континентальный склон, переходящий в типичное океанское дно. Рассыпанные в океанах острова, цепочки островов, островные дуги,. отделяющие от океанов краевые моря, являются самостоятельными структурами, имеющими свое особое строение и историю. Средний уровень океанского дна расположен на 4,6 км ниже среднего уровня суши. Если мысленно рассматривать сверху земной шар без его водной оболочки, то можно увидеть горные системы и обширные равнины на океанском дне линейные системы срединно- океанских хребтов и глубоководных желобов, которые во многих месчах разорваны трансформными разломами.
Эти линейные системы делят литосферу на части, называемые литосферными плитами. Линейные системы характеризуются высоким уровнем сейсмичности, поэтому на карте их можно выделить по оконтуривающим их узким поясам сейсмичности (см. рис. 4.15). Как следует из рис. 4.15, разделение литосферы на плиты но связано с разделением па материки и океаны. Большинство плит включает как материковые, так и океанские участки. Только одна крупная плита (Тихсюкеанская) имеет исключительно океанскую поверхность. Границы плит бывают трех типов: 1) конструктивные границы, где происходит наращивание плит, 2) деструктивные границы — границы поглощения плит и 3) границы скольжения, связанные с трансформпыми разломами.
Каждый тип границ имеет свое выражение в рельефе, что позволяет проводить разбиение литосферы на плиты на основе данных о геологическом строении Земли. Срединно-океанские хребты и внутриконтинентальные рифтовые зоны образуют единую глобальную систему рифтов (разломов). Оба типа структур являются зонами, где действуют напряжения растяжения. Срединно-океанские хребты имеют ширину одну-две тысячи километров и возвышаются над дном океанских котловин на 2 — 3 км.
Полная протяженность хребтов составляет около 80000 км. На осях большинства хребтов расположены рифтовые долины шириной 10 — 20 км и глубиной (от гребней гор) — 2 км. Земная кора Охарактеризуем кратко верхнюю оболочку литосферы земную кору. Земная кора отличается от подкорковых частей литосферы строением и химическим составом.
Как отмечалось выше, граница, отделяющая кору от верхней мантии, открыта ! л. о. У!итоефера Земли и ее эволюция 99 сейсмологом Мохоровичичем, она характеризуется резким скачком скоростей Р-волн от 7,4 до 8,2 км~'с. На формирование поверхности земной коры оказывают воздействие тектонические движения, создающие неровности рельефа, процессы денудации рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород, а также процессы осадконакопления. Максимальная контрастность рельефа наблюдается в местах наибольшей современной тектонической активности Земли, например, перепад рельефа между Перуано-Чилийским глубоководным желобом и вершинами Анд достигает 16 — 17 км.
Значительные контрасты высот (7-8 км) и большая расчлененность рельефа наблюдаются в современных зонах столкновения континентов, например в Альпийско-Гималайском складчатом поясе за счет давления врезавшейся в Азию Индии. Более древние горные пояса, такие, как Урал и Аппалачи, денудированы настолько, что перепады высот в них пе превышают 1 — 2 км. Постоянно накапливающиеся во впадинах осадочные толщи погребают под собой формы рельефа коренных пород земной коры. Геолого-геофизические исследования показали, что существует два типа земной коры: более плотная базальтовая кора под океанами и менее плотная гранитная кора континентов.
Океанская кора представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. Океанская кора состоит из трех слоев. Слой 1 лежит непосредственно под морской водой, средняя толщина водного слоя 4,5 км., скорость Р-волн в нем 1,5 км/с.
Скоросгь Р-волн в слое 1, образованном пелагическими осадками, составляет 1,6- 2,5 км/с, его средняя толщина 0,4 км. Слой 2 в верхней части сложен подушечпыми лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2а), ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2б). Скорость Р-волн в слое 2 изменяется от 4 до 6 км/с, средняя толщина составляет 1,5 км. Верхняя часть слоя 3 сложена габбро, нижняя часть . серпентинитами. Скорость Р-волн в слое 3 составляет 6,4 7,0 км/с, его средняя толщина 5 км. Таким образом, общая толщина (или мощность) океанской коры 7 км. На границе Мохо наблюдается скачок скорости Р-волн от 6,4 до 8,6 км,~с.
В связи с тем, что океанское дно постоянно обновляется за счет процесса спрединга с постоянным погружением океанской коры и накопившихся на ней осадков в мантию, океанские впадины так и пе успели засыпаться осадками. Это приводит также к 1л.
ь. Лито«ф«Г«Земли и е«э«»люция тому, что возраст океанского дна повсеместно оказывается сравнительно молодым, он не превышает 160 млн лет, вода океанов намного древнее, ее возраст достигает 3 млрд лет. Основными структурами дна океанов являются океанские котловины, океанские хребты., глубоководные желоба и континентальные окраины, которые в свою очередь состоят из шельфа, материкового склона и материкового подножия. Континентальная кора как по строению, так и по составу резко отличается от океанской. Ее толщина изменяется от 20 — 25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли. Средняя толщина коры 35 км.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
