МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Более 400 лет назад У. Гильберт высказал предположение, что Зем­ля сама является магнитом, но механизм возникновения ее намагни­ченности до сих пор не вышел за рамки гипотезы.

Рис. 2.13. Основные компоненты магнитного поля Земли. М. П. — направление на магнитный полюс; Г. II. — направление на географический полюс. А — вертикаль­ная плоскость; В — поверхность Земли на ограниченном участке; С — магнитная силовая линия. Составляющие полного вектора Т магнитного поля: Н — горизонталь­ная; Z — вертикальная; I — магнитное наклонение; D — магнитное склонение

 

Магнитное поле современной Земли характеризуется склонением D, наклонением I и напряженностью Н, измеряемой в теслах (рис. 2.13). Существуют карты линий равных величин магнитных склонений — изогон и линий равных магнитных наклонений — изоклин. На Север­ном магнитном полюсе наклонение равно +90° (на Южном соот­ветственно -90°). В пределах магнитного экватора, не совпадающего с географическим, наклонение равно нулю. Современное магнитное поле Земли лучше всего описывается полем геоцентрического смещенного диполя с наклоном по отношению коси вращения Земли 11,5°.

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. Для сравнения укажем, что магнитная защелка в шкафу создает магнитное поле напряженностью 5-10 эрстед.

Геомагнитное поле Земли последние 2-3,5 млрд лет (а это больше половины ее геологической истории) принципиально не изменялось, как установлено палеомагнитными исследованиями. Еще в XV в. было или равно единице, конвекция не происходит. Если Ra > 1, конвекция существует.

Будет ли конвекция ламинарной или турбулентной, определяется чис­лом Рейнольдса:

Re = Н • V/v,

где V — скорость. По порядку Re - Ra, так что число Рэлея в задачах конвекции играет роль числа Рейнольдса: если Ra » 1, конвекция будет турбулентной.

Число Рэлея для жидкого ядра Земли оценивается как Ra = 10⁹, что существенно превышает пороговое значение числа Рэлея для турбулент­ной конвекции Ra^cr = 2772. Это дает основание полагать, что во внешнем ядре возможна турбулентная тепловая конвекция. Оценка числа Рэлея для верхней мантии дает значение Ra = 2 • 10⁶, для нижней мантии Ra = 2 • 10⁹, что дает основания предполагать существование конвекции.

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 = 13 тыс. 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 АЕ) при­мерно 6 нТл (6 гамм).

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

Fc = 2 ■ р • vxQ.

Можно уверенно полагать, что 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 равна 10~⁵¹/с.

Модель однодискового динамо, генерирующего магнитное поле, имеет весьма существенный недостаток. Магнитное поле этого типа не способно к обращению, т. е. к изменению знака полярности, которое играет важней­шую роль в природе. Однако если в модели взаимодействуют два дисковых динамо, как предположил Т. Рикитаки в 1958 г., то эта проблема снимает­ся. Два диска динамо соединены так, что ток от каждого диска проходит через катушку другого. Эти диски имитируют два больших конвективных вихря во внешнем ядре Земли. Математическое моделирование показало, что в большой области значений параметров существуют странные атт­ракторы, т. е. полярность магнитного поля при некоторых начальных дан­ных меняется периодически или хаотически. Анализ натуральных данных приводит к предположению, что хаотическая инверсия происходила сразу после фанерозы, т. е. последние 600 млн лет.

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. В настоящее время также считается, что основным механизмом воз­буждения геомагнитного динамо является прецессия земной оси. Однако должна существовать и конвекция во внешнем ядре, а тепло, поддержива­ющее конвекцию, связано не с радиоактивным распадом во внутреннем ядре, а с эффектом вращения Земли.

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

Магнитосферой называется внешнее магнитное поле Земли, рас­пространяемое в космическом пространстве более чем на 20 земных диаметров и надежно защищающее планету от космических частиц и ионизированной плазмы — солнечного ветра. Магнитосфера времена­ми подвергается резко усиливающемуся воздействию солнечного вет­ра, в результате чего возникают магнитные бури — нерегулярные спо­радические возмущения магнитосферы, связанные с тем, что возрастает плотность (обусловленная вспышками па Солнце) солнечного ветра, пробивающего магнитосферу, и тогда начинаются быстрые, порой хао­тические колебания всех компонентов магнитного поля. В среднем в месяц возникают 1-2 магнитные бури, но в марте и особенно в сен­тябре их бывает по 5-8. 2003 г. был годом максимальной солнечной активности в 11-летнем цикле, поэтому и магнитных бурь было намно­го больше обычного. В начале сентября 2005 г. грандиозные солнечные пятна породили на Земле сильнейшую магнитную бурю.

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, так называемая 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, 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.

Палеомагнетизм как явление представляет собой природную запи­сывающую систему, подобную обычному магнитофону:

1) записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зави­симости от времени;

2) магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) слу­жат магнитные минералы, рассеянные в горных породах, сово­купность которых составляет геологическую летопись;

3) фиксирование намагниченности происходит с помощью некото­рых геологических процессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);

4) сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни породы не происходило вторичного нагре­ва или переотложения, химических изменений магнитного но­сителя записи и т. д.;

5) воспроизведение записи производится путем отбора коллек­ций образцов и измерений остаточной намагниченности в ла­бораториях с последующей статистической обработкой резуль­татов для выделения полезного сигнала на фоне случайного шума;

6) полезный сигнал представляет собой направление (и величину) магнитного поля в некоторый фиксированный момент в геоло­гическом прошлом во множестве географических точек.

В палеомагнитологии разработаны методы отбора коллекций образ­цов, создан комплекс аппаратуры для измерения различных магнитных характеристик и параметров, применяется математический аппарат об­работки данных, включающий статистические методы, сформирова­ны базы палеомагнитных данных.

Любая горная порода, осадочная в момент своего образования или магматическая после остывания ниже точки Кюри, приобретает намаг­ниченность, по направлению и величине соответствующую магнитно­му полю данного конкретного отрезка времени. По существу, точка Кюри представляет практическое значение управляющего параметра (температуры), т. е. точки бифуркации, с качественной перестройкой магнитного состояния системы. 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 глубине в несколько километров, 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 с осадочными породами приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае с изверженны­ми — 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 приобретенным 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. 2.14). Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный

Рис. 2.14. Силовые линии дипольного магнитного поля Земли. Слева — нормальная полярность, справа — обратная

 

момент. Обращение полярности геомагнитного поля — важнейшее от­крытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую отрасль науки — 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 оказыва-

о и __________________________________ О О

ется весьма действенный метод сопоставления отложении и событии. 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.

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 маг- нитостратиграфических шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличивается, а само расчленение становится все более дробным (рис. 2.15).

Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности по­лучили название геомагнитных эпох, и части из них присвоены имена вы­
дающихся 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 других местах. Недостаток этих исследований заключа­ется в том, что излияние лав было прерывистым процес­сом, поэтому вполне возможен пропуск какого-либо маг­нитного эпизода.

Совсем другое дело, когда измеряются магнитные свой­ства горных пород осадочной толщи в океанах при буре­нии глубоководных скважин, что осуществлялось, напри­мер, начиная с 1968 г. на специальном буровом судне «Гломар Челенджер», а позднее на судне «Джойдес Резо- люшн». За это время пробурено уже свыше тысячи сква­жин в разных океанах, и некоторые из них углубились в по­роды морского дна на 1,5 км.

$	3 „ ,	WK-til и HVTILVV	i
	i ;		|
t ■ 3 ■ о - ■ 4 ■ ! - 1 ■HV •11 ■ It­-is- •и- ■IS 11 ■17 "It­'ll' ■V) 31­35 -Я+ w tt> -2B-	ti	[
Г « И I M • о г а и ]	X с	а	{==
ЗА	Ш
Л	Ш
X • л о я Я | X	ЗА	—
ЭР
«	я
«Л	==
*
(А	11 lll'l 1
И
5С
К>
IE
«
«А
«в
«С
	м
ТА
t
2» -УС '3+ 13 >3	u • с я с!	; о S с о
	В
IS	__ н

М' I 6. 9М

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 170 млн лет, что дало возможность реконструировать магнитное поле Земли за это время (рис. 2.16).

До рубежа 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.

Рис. 2.15. Пример геохронологической шкалы палеомагнитных инверсий. Намагниченность: 1 — прямая, 2 — обратная, (по Д. Кенту и Ф. Градштейну с добавлениями А. Шрейдера)

Силовые линии магнитного поля     V ч 1С «Ж   Минеральные частицы

Буровой корабль

В кусочке керна определена прямая намагниченость

ггггп прпг * I'.Vl'

В кусочке керна определена обратная намагниченость

Осаждение минеральных частиц Уровень моря I Силовые Осадки линии магнитного поля

Осадки

 

Рис. 2.16. Схематические рисунки, показывающие приобретение осадочными породами остаточной намагниченности и определение ее в керне буровой скважины

Основными результатами палеомагнитных исследований являются следующие:

1) магнитное поле Земли существует по крайней мере 3 млрд лет, и его характеристики всегда были близки к современным. Ско­рее всего, магнитное поле имело дипольпый характер;

2) в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меня­ло свою полярность, последний раз это произошло около 730 тыс. лет тому назад; смена полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10-50 тыс. 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 об относительных перемещениях блоков;

гравитационнной (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 — 10^-10⁸ лет, тогда как метеоритная бомбардировка длилась гораздо дольше, при­мерно 300 млн лет или более. 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 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. на начальных этапах 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. Тем не менее большинство исследователей склоняется к предположению, что количество 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 — ²⁶А1, ^3SC1, "°Ве, ⁸⁰Fe, ²³¹Np, период полураспада которых составляет 10⁶-10⁷ лет.

В дальнейшем уменьшилось и содержание долгоживущих изотопов — ⁸⁷Rb, ¹¹⁵In, ^H8Sm, ²³⁵U, ²³⁸U, ²³°Th, 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 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 и земной коре происходит по первой «хондритовой» модели: К — 558 • Ю^-'¹ %; Th — 0,0294 • 10 ⁴ %; U — 0,0081 • 10"⁴ %. Хондриты — это наиболее распространенные каменные метеориты, содержащие хондры — сфероидальные силикатные включения размером от долей миллиметров до нескольких миллиметров, погружен­ные в мелкозернистую матрицу. По 2-й 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. Ярошевско- го): К - 2,4 %; Th-12 • Ю-²⁴ %; U — 3 • 10 ⁴ %.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмот­ренных источников не оставалась постоянной и изменялась во време­ни. Земля, как тепловая машина, 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 теп- логенерация за всю ее историю.

Глубинное тепловое поле. Неглубоко 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 с. Величина теплового потока выражается формулой:

Q = к • G,

где к — теплопроводность, a 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. Однако представление о температуре в недрах земного шара до сих пор является областью догадок и в значительной мере зависит от принима­емой для расчетов модели Земли.

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 (рис. 2.17).

Рис. 2.17. Оценки температур внутри Земли разными авторами (по Б. Гутенбергу, 1963). Все кривые содержат неопределенные предположения. 1 — Аффен (по Гутен­бергу, 1956); 2 — Симон (по Гутенбергу, 1954); 3 — Галвари (по Дю Буа, 1957); 4 — Гутенберг (1951); 5 — Джеффирис (1952); 6 — Джекобе (1956); 7 — Ферхуген (1958); 8 - Гилварри (1957); 9 - Любимова (1958)

 

Это сходство тем более удивительно, что геологическое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океанах от­сутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верх­и 1 и и и

нии гранитно-метаморфическии слои 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 на кон­тинентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские плат­формы. Так, на Африканской платформе в области 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. Восточно­Европейская платформа такая же древняя, имеет среднее значение ТП 46 мВт/м², а Балтийский и Украинский щиты — 36 мВт/м². В Колье-

о /о «-» ' о

кои сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите не­далеко от 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 эпи- палеозойские молодые плиты — Западно-Сибирская, Скифская, Туран- ская и др. 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, активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии.

Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско-Среди- земноморском складчатом поясе, сформировавшемся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько миллионов лет тому на­зад, в результате столкновения крупных Евразиатской и Африкано-Ара- вийской 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 км имеют невысокие значения ТП, не превышающие 20-30 мВт/м² (рис. 2.18).

Таким образом, на континентах выявляется отчетливая закономер­ность: чем моложе геологическая структура, тем выше средний ТП.

Рис. 2.18. Схема теплового потока Кавказа (по В. Чермаку и Е. Харгиту): 1 — изолинии теплового потока в мВт"2; 2-5 — разные величины теплового потока

 

В океанах количество измерений ТП превышает 4500, причем бла­годаря скважинам глубоководного бурения ТП определяется не только в осадках — идеальном месте для измерений, но и в коренных породах второго базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котло­вины характеризуются однородным ТП 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 (рис. 2.19).

Однако срединно-океанские хребты с рифтовыми долинами и ост­ровами типа Исландии имеют аномально высокие значения ТП — 400­600 мВт/м², достигающие местами «ураганных» значений до 1500 мВт/м², как, 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.

Температура, °С 400 600

Активный вулканический регион

Рис. 2.19. Геотермический градиент в различных геологических регионах

	10-
>:
ьс
га X	15 j
s
vo
^ е;
	25-
	30-

Внутриплатный регион

ОС 1 f? X К Я 5с; О"

Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками так называемых 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.