В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 25
Текст из файла (страница 25)
Действительно, многие свойствавещества земных недр (теплопроводность, электропроводность, вязкость, диссипативная функция Q−1 , предел текучести горных пород и другие параметры)в значительной мере зависят от температуры на данной глубине. Знание распределения температур в Земле позволяет также ориентироваться при выборетой или иной гипотезы происхождения Земли. Так, например, гипотеза происхождения Земли из газопылевого облака приводит к сравнительно холодномуначальному состоянию Земли, а гипотеза изначально расплавленной Земли (гипотеза горячего происхождения) приводит к значительно большим начальнымтемпературам. Из-за исключительно большой тепловой инерции земных недрэти начальные различия температур не могли полностью стереться в процессетепловой эволюции Земли.108Наконец, из всех наблюдаемых геофизических и геологических явлений поток тепла через поверхность Земли с энергетической точки зрения наиболеезначителен, так как связанная с ним отдача энергии в единицу времени (длявсей Земли ∼ 1028 эрг/год) в 10–100 раз больше, чем вся энергия, высвобождающаяся при землетрясениях и вулканической деятельности.
В этом смысле иговорят, что тепловой поток из земных недр характеризует основной масштабэнергетики планеты. Все остальные процессы, протекающие в земных недрах,являются с энергетической точки зрения явлениями как бы побочными, сопровождающими тепловую эволюцию планеты.Развитие геотермики как научной дисциплины не могло начаться, пока небыли открыты основные источники тепла в ее недрах. Таким образом, открытиерадиоактивности в конце прошлого века произвело революцию сразу в двух геофизических дисциплинах — геохронологии и геотермике. Действительно, ужев 1906 г. лорд Рэлей понял значение радиоактивности для энергетики нашей планеты.
Он произвел оценки и показал, что та небольшая примесь радиоактивныхэлементов урана и тория (а также, как мы теперь знаем, калия), которая содержится в горных породах, достаточна, чтобы служить основным источникомтепла, определяющим термику планеты.То, что температура земных недр высока, было известно давно. Об этомсвидетельствовали вулканические извержения и рост температуры при погружении в глубокие шахты. Скорость возрастания температуры с глубиной носитв геофизике название геотермического градиента. В невулканических районахгеотермический градиент составляет примерно 3∘ C на 100 м глубины.
Величинагеотермического градиента, вообще говоря, заметно варьирует от места к местуи лежит в интервале от 1 до 5∘ C на каждые 100 м. В среднем у поверхностиЗемли геотермический градиент составляет 20 град/км. Второй геотермическойвеличиной, которая может быть определена экспериментально, является тепловой поток из земных недр. Он обозначается буквой q и равен произведениюкоэффициента теплопроводности ϰ на градиент температуры ∇T :q = ϰ∇T.(47)На практике определяют темп нарастания температуры в глубь Земли ∇Tи значение ϰ для горных пород, слагающих скважину или шахту, в которыхпроизводится измерение.
Затем с помощью (47) вычисляют q.Измерение теплового потока требует предосторожностей, так как тепловоесостояние наружного покрова толщиной в несколько десятков метров определяется метеорологическими факторами. Имеются и другие причины, которыемогут маскировать истинное значение q, характеризующее потерю тепла планетой.
В связи с отмеченными трудностями первые прецизионные измерения теп109лового потока на континентах были выполнены сравнительно недавно, в 1939 г.,Буллардом в Южной Африке и Бенфилдом в Англии. Первые измерения теплового потока на океанах (в Атлантике) были выполнены в 1956 г.
Буллардом ссотрудниками. Измерения теплового потока на океанах для геофизики исключительно важны, так как водная оболочка Земли по площади составляет 3/4 всейповерхности планеты. Эти измерения дали для q примерно те же значения, которые были получены на континентах, что явилось в то время сенсацией (об этоммы скажем ниже). Накопление экспериментальных данных о тепловом потокепервое время шло довольно медленно. К 1960 г. было известно немногим более 100 измерений. В связи с усовершенствованием техники морских измеренийс начала 60-х годов число определений теплового потока стало резко возрастать.Так, к 1965 г.
было выполнено 1040 определений q, к середине 1969 г. эточисло достигло 3560, а к началу 1982 г. накоплено 7000 определений тепловогопотока. Мировая средняя потеря тепла с поверхности Земли составляет 1.48 ⋅10−6 кал/(см2 ⋅ с). Среднее значение для континентов равно 1.41 мккал/(см2 ⋅ с),а для океанов 1.51 мккал/(см2 ⋅ с)1 .Значения теплового потока являются интегральной мерой термического состояния приповерхностной зоны до глубин в несколько сотен километров.
Оказалось, что различные значения теплового потока коррелируют с различными геологическими структурами. В связи с этим геотермические данные всешире начинают использоваться при физической интерпретации геологическихструктур.В отличие от распределения плотности, давления и ускорения силы тяжести,которые известны достаточно точно, распределение температуры в недрах Землиеще определено неточно.Оценить температуру в недрах Земли можно путем следующих соображений.Средний геотермический градиент у поверхности Земли равен 20 град/км. Поскольку градиент температуры не возрастает с глубиной, на глубинах l ≈ 100 км1Вгеотермике используются следующие единицы:Для измерения теплового потока1 кал/(см2 ⋅ с) = 4.19 Вт/см2 = 4.19 ⋅ 107 эрг/(см2 ⋅ с) = 4.19 ⋅ 104 Вт/м2 ;1 е.
т. п. = 1 мккал/(см2 ⋅ с) (е. т. п. — единица теплового потока).Для измерения генерации тепла в горных породах1 е. г. т. = 10−13 кал/(см3 ⋅ с) (е. г. т. — единица генерации тепла);1 кал = 4.19 Дж = 4.19 ⋅ 107 эрг, 1 мккал = 10−6 кал.110температура не более 2000∘ C. Более точными «термометрами» на этих глубинахявляются расплавленные первичные очаги вулканов: температуры плавления лавизвестны и равны ∼ 1200∘ C.В самое последнее время детальное исследование фазовой диаграммыMg2 SiO4 – Fe2 SiO4 позволило определить реперную температуру на глубине,соответствующей первой зоне фазовых переходов (l ∼ 400 км). Эта температураравна ∼ 1600 ± 50∘ С (см.
§7.4).Мантия Земли по отношению к механическим колебаниям — сейсмическимволнам ведет себя как твердое тело; поэтому за верхний предел температурв мантии Земли принимают распределение температур вдоль кривой плавления.На основании лабораторных данных температуру плавления на глубине 100 кмполагают равной ∼ 1500∘ С (или 1800 K). Эти «опорные точки» позволяют с помощью эмпирических геофизических данных и полуэмпирических формул длякривой плавления определить распределение температур плавления в мантииЗемли и, в частности, оценить, что на границе с ядром Земли температура плавления вещества порядка (5–6.5) ⋅ 103 K.Земное ядро находится в расплавленном состоянии.
Ввиду этого за нижнийпредел температур в ядре можно принять значения, соответствующие кривойплавления. Если ядро состоит из железа, то, согласно лабораторным данным,температура плавления железа при p ≈ 1.4 ⋅ 106 бар (давление на границе мантия – ядро) не более 4600 K. По-видимому, ядро состоит не из чистого железа,а содержит примеси легких элементов, что должно несколько понизить температуру плавления железа.На основании этих данных считают, что температура па границе мантия –ядро лежит в интервале ∼ (4–5) ⋅ 103 K.В жидком ядре температуры не могут быть выше так называемых адиабатических температур. Понятие адиабатических температур пли адиабатического градиента температуры играет важную роль в физике Земли и планет. Дело в там,что кривая адиабатических температур разграничивает области действия молекулярного и конвективного механизмов переноса тепла.
Если температуры нижеадиабатических (точнее, градиент температуры ниже адиабатического градиента), то теплоперенос в среде возможен лишь за счет молекулярного механизматеплопроводности. Это очень слабый механизм теплопереноса. Если же температуры больше адиабатических, то возникает конвекция — гидродинамическоеперемешивание жидкости. Механизм теплопереноса путем конвекции являетсяочень мощным.
Поэтому, если бы в земном ядре температуры заметно превосходили адиабатические, то все тепло земного ядра сверх адиабатического былобы быстро вынесено в результате конвекции к внешней границе ядра с мантиейЗемли, а температуры ядра приняли бы адиабатические значения.111В то же время для поддержания магнитного поля в ядре все время должнаидти слабая конвекция.
Следовательно, температуры в ядре Земли должны бытьблизки к адиабатическим. Адиабатические температуры земного ядра можнорассчитать теоретически, если только мы знаем температуру у начала адиабатической кривой (на границе мантия – ядро). Мы уже говорили, что последняявеличина составляет ∼ (4–5) ⋅ 103 K, а это приводит к температуре в центре Земли ∼ 6 ⋅ 103 K. Ошибка последнего значения может достигать тысячи градусов.Изложенная выше методика оценки температуры в земных недрах может бытьназвана методом реперных точек.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
