В.С. Захаров, В.Б. Смирнов - Физика Земли (1119252), страница 39
Текст из файла (страница 39)
П!убнна проникновения теллурических токов зависит от периода вариации: короткопериолные вариации распространяются ло небольших глубин, вариации с большими периодами проникают глубже. Метод исслелования зависит от возможности разделить при помощи гармонического анализа компонент поля внешне~о и внутреннего происхождения. Определяя отношения амплитуд и разности фаз внешней и внутренней компонент вариаций разною периода, можно оценить электропроводность до глубины и!зоннкновення.юков н построить приближенную кривую зависимости проволимости от глубины.
Еаубина такою разреза зависит от вариаций самого длинною периода, ко юрые ецш могут быть использованы для анализа. У.3.2, Радиальное распределение влентропроведнести в Земле !З качестве характеристик электропроволности используют удельное солромиваеиие р н проводи иогтяь а = 1ф. Проводимость морской волы близка к 4 Ом м'; лля воды, насыщающей осадочные породы, она изменяется в пределах ! Π—.3 1 Ом' '.м !, Проводимость сухих пород коры пол осадочной толщей сгютавляет 10 ~ — ! 0" ' Оч ' к ч ~.
Самые верхние слои Земли обладают плохой проволимостью. не считая проводящею слоя, образованного океанами и осадками. Обшее радиальное распрелеленис проволимостн до шубины 1000 км изучается следующим способом, Средние значения суточных вариаций в спокойные дни устанавливаются по записям вертикальной и горизонтальной составляющих магнитного поля в обсерваториях, образующих мировую чагнитную сеть.
Из этих записей кажлой обсерватории с помощью спектрального анализа выделяются составляющие с периоламн 24, 12, 8 и 6 ч и тл. Последуюгпее разложение по сферическим функциям результатов гармонического анализа для каждого периола и для всех обсерваторий позволяет разделить внешнюю и внутреннюю комгюненты. Отсюда можно найти отношение их амплнтул н разность фаз (Акасофу, Ч«имен, 19741, Сравнительно короткопериодные магнитные вариации внеземного происхождения распространяются, в общеч, не глубже 1000 кч. Для получения оценки порялка величины проводимости в нижней мантии можно использовать спектр вековых вариаций магнитного поля.
Полагают; что вековые вариации вызваны изменениями магнитною поля у границы раздела мантии и ядра. Самые короткие вековые вариации, наблюдаемые на поверхности Земли, имеют период 4 года. Если предположить, что существуют вариации более короткого периода н что выхолу их на поверхность препятствует относительно высокая проводимость нижней мантии, то можно примерно оценить эту проводимость. При оценивании подобными методами проводимости для верхней мантии получаются значения от !О ~ до 10 Ом 'м' ', для нижней мантии — от!0до!000 Ом ' м '. Несколько иной способ был успешно использован для оценки электропроводности и на глубинах от 10 ло 50 км.
Речь идет озгагяишшлжлурическом методе. На станции продолжительное время записываются одна или обе компоненты горизонтальной составляющей магнитного поля. На той же станции измеряется компонента электрическогоо поля, перпендикулярная компоненте магнитного поля. г!ля этого регистрируются разности потенциалов между двумя вбитыми в грунт электродами. Вариации электрического поля вызываются индуцированнымн токами. Непосрелственное измерение электрического поля позволяет разделить внешнюю и внутреннюю компоненты горизонтальной составлягощей магнитного поля. При этом предполагается, что вариации поля однородны в области., размеры которой велики по сравнению с глубиной проникновения индуцированпых токов.
Предполагается также, что проводимость слоев является функцией только глубины. Отношения амплитул электрического и магнитного полей были определены по записям вариаций с периодами от 20 до !000 с. Интерпретация этих значений позволяет построить кривую проводимости для глубин от 10 до 100 км. Результаты анализа проводимости мантии представлены на рис. 7.1б, а удельного сопротивления в верхней мантии— на рис. 7.17. Обе зависимости указывают на чередование в верхней мантии слоев, обладающих бозьшей н меньшей проводимостью (соответственно меньшим и большим удельным сопротивлением). Слой пониженного удельного сопротивления в нижней части коры (на глубине около 15 км) сопоставляется с волноводом и слоем пониженной вязкости на этих глубинах (см.
разд. о реологии литосферы). Слой пониженного удельного сопротивления ниже подошвы литосферы (на глубинах ! 50 — 200 км) часто сопоставляют с зоной пониженных скоростей сейсмических волн (ЗПС) и зоной пониженной вязкости — астеносферой н называют электрической астеносферой. Существуют также региональные вариации верхних слоев Земли. связанные, в частности, с возрастом литосферы и величиной теплового потока. О проводимости земного ядра существуют только очень общие представления.
Внешнее ядро характеризуется металлической проводимостью. Электропроводность внешнего ядра Земли определена по величине индуцированных токов при длиннопериодных вариациях магнитного поля. По современным данным (Б(асеу Рачз, 2008) проводимость ядра оценивается как а — 3 !0' Ом ' м = 3 газ 'и га О га" !а' а зев Рис,7.1б.распределение проводимости вмантии: данные на участке Ав получены по магннтотеллурическнм измерениям, ))С вЂ” по суточным вариациям и магнитным бурям,. СΠ— по 11-летнему циклу, Об — по вековым вариациям магнитного поля; АВ1 — )по Ас)зас)зе ет а) 1991), 592 — [по бтасеу, 1992; из Сочгг)е, 2092.
Р 27б с изменениями) )а' га р„он ч Рис. УЛ 7. Распределение удельного сопротивления в коре и верхней мантии длл балтийского щита по данным магнитотеллурического зондирования для: 1 — кусочно-непрерывной н 2 — градиентной моделей )по Ковтун, 1992.С. 116) 7.4. МЕХАНИЗМ ГЕНЕРАЦИИ МАГНИТНОГО ПОЛЯ ЗЕМЛИ Для изучения магнитного поля Земли весьма важен вопрос: всегда ли магнитное поле Земли бьшо дипольным? Для ответа на этот вопрос необходимо представлять, что является источником магнитного поля Земли.
7.4.1. Проблема источника геомагнитиого поля Магнитное поле может быть создано постоянным магнитом или электрическими токами. Современные знания о внутреннем строении Земли позволяют утверждать, что в интервале глубин от 0 до 2892 км вещество находится в твердом парамагнитном состоянии и является диэлектриком (кора, верхняя и нижняя мантии), от 2892 до 5 !б ! км вещество находится в жидком состоянии (внешнее ядро), а с глубины 5161 км и до центра Земли — в твердом (внутреннее ядро). Известно, что все материалы теряют свои магнитные свойства при температуре, превышающей ~лемнературу Кюри (н1очка Кюри), которая для ферромагнетиков обычно не превосхолит 600 С, Поскольку температура внутри Земли на глубинах больше 50 км заве;юмо превосходит 600"С (см.
гл. 6), то магнитные свойства минералов могут проявляться только в поверхностных слоях. Однако для создания магнитного поля с наблюдаемой величиной напряженности необходимы невероятно большие значения намагниченности (порядка 1000 А/м), которых на самом деле не существует (средняя намагниченность Земли составляет 72 А/м).
Отсюда можно сделать важный вывод: главное магнитное поле Земли не вызвано намагниченностью, а связано с электрическими токами, которые текут внутри Земли. Наиболее подходящей по свойствам оболочкой является внешнее жидкое ядро; оно является жидкостью с малой вязкостью (см. гл. 2) и большой электропроводностью.
Выше (см. гл. 6) обсуждалось, что, исходя из распространенности элементов в Солнечной системе и возможного механизма аккреции Земли как планеты, полагаю~, что внешнее и внутреннее ядра состоят из железа с незначительной примесью элемента (или таких элементов, как 5!. О, 8, Н), понижаюгцего температуру плавления и плотность железа при давлениях в этом интервале глубин.
Формирование железного ядра произошло на ранних стадиях процесса дифференцирования вещества Земли — в течение первых 500 млн лет ее истории. Граница между внешним и внутренним ядрами, скорее всего, является фазовой — во внешнем ядре железо находится в расплавленном и жидком, а во внутреннем ядре — в твердом состоянии. 251 Вше в (964 г.
С.И. Врагииский высказал предположение, что лля эффективной работы геомагнитного линамо источником энергии может служитыепло, выделяющееся при кристаллизации внутреннего ялра на его границе с внешним, так что внутреннее ядро увеличивается в размере, Существуют оценки. что за 4 млрд лет его радиус вырос на величину порядка 200 км. В !сории генерации магнитного поля Земли ключевым моментом является проблема геомлгнитлого динамо: необходимо понять, какие движения электропроводя щей жидкости могут создать необходимые токи и.
слеловательно, ма!нитные поля, поддерживающие себя, и влобавок — допускать изменения магнитного поля типа инверсий. а также убедиться в том, что такие движения могут существовать в Земле, Методами сейсмической томографии было установлено ( (995— (996 г.), что внутреннее ядро обладает сильной анизотропией (скорости распространения сейсмических волн зависят от направления), причем ось анизотропии отклонена от оси вращения Земли примерно на ! !'. Лнизотропия, возможно, возникает при кристаллизации внутреннего ядра. Кроме того, установлено. что внутреннее ядро вращается относительно мантии со скоростью Г в год. 7А.2.
Движение проводящей жидкости во внешнем ядре Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру„чем верхняя, то создаются условия лля возникновения авиловой ховвекцяи. В гл. 6 рассмотрены условия возникновения конвекции: число Релея должно превышать критическое значение йя,. Число Релея лля жидкого ядра Земли оценивается в )(а = !0~, что существенно превышае! поро!овос значение числа Редея для турбулентной конвекции Юа„, Такая оценка лает основание полагать, что во внешнем ядре конвекция происхолит не только интенсивно, но, по-видимочу. имеет турбулентный характер.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
