Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

рення руху Місяця, а решта — на припливні деформації верхніх

оболонок Землі. Теплота, що виділяється внаслідок цього, стано-

вить невелику частку повного її потоку.

Перенесення теплоти в Землі. Одна з центральних проблем

земного теплового потоку полягає в поясненні механізму ви-

несення теплоти з надр Землі. Більша частина теплоти, яку

втрачає Земля, досягає її поверхні завдяки теплопровідно-

сті порід земної кори. Проте тут виникає проблема, яка в ін-

терпретації М. Ботта [19] звучить так. Якщо прийняти тепло-

вий потік таким, що дорівнює 62 Вт/м

, і теплопровідність

2,512 Вт/(м-К), то дістанемо геотермічний градієнт, який дорів-

нює 25 °С/км. У разі збереження такого градієнта температура

на глибині 100 км повинна досягти 2 500 °С, а отже, зумовлю-

вати велике плавлення. Тому перш ніж досягти глибини 100 км, гео-

термічний градієнт повинен зменшитись приблизно в 10 разів.

Виположування кривої залежності температури від глибини

можна пояснити або концентруванням внутрішніх джерел теп-

лоти поблизу поверхні Землі, або ефективнішим механізмом

перенесення теплоти, ніж проста теплопровідність, або суміс-

ною дією цих факторів.

За температур понад 800—1500 °С значна кількість теплоти

передається через породу випромінюванням. Внаслідок

променистого перенесення коефіцієнт теплопровідності зрос-

тає на додаткову величину К

. Величина К

значною мірою ви-

значається прозорістю силікатних мінералів до червоного про-

міння видимої ділянки спектра, яке несе теплову енергію, та

інфрачервоного проміння. К

є кубічною функцією температури.

Можливий також інший механізм перенесення теплоти, що

збільшує теплопровідність за високих температур. Теплота може

передаватися «екситонами» — атомами, збудженими радіацією

[106]. Слід вважати, що інтенсивність екситонової теплопровідності

сумірна з променистою теплопровідністю. Цілком ймовірно, що

ефективна теплопровідність верхньої мантії глибше за 100 км на

порядок вища, ніж біля поверхні. Тому геотермічний градієнт на

цих глибинах менший. Збільшення теплопровідності з глибиною

може припинитися в перехідній зоні мантії і нижче через збіль-

шення непрозорості.

Існує гіпотеза про наявність теплової конвекції в

Землі. Теплова конвекція в рідкому середовищі може винести

нагору велику кількість теплоти навіть у разі порівняно невели-

кого температурного градієнта. Мабуть, саме конвекцією переда-

ється теплота нагору через зовнішнє ядро. Можливість здійснен-

ня теплової конвекції в мантії визначається величиною в'язкості

останньої і нині є предметом дискусії. Зате не викликає сумнівів

так звана «проникаюча» конвекція у верхній мантії,

що є спрямованою вгору течією розігрітих рідин малої густини

(гідротермальні розчини, магма).

Проблема еквівалентності континентального й океанічного теп-

лових потоків. Зробивши ставку на радіоактивний розпад довго-

живучих радіонуклідів як на одне з основних джерел енергії теп-

лового потоку, дослідники чекали, що в зоні континентів, кора

яких має потужний гранітний шар, тепловий потік значно пере-

вищуватиме тепловий потік через дно океану, в межах якого зде-

більшого гранітний шар відсутній і кора значно тонша. Встанов-

лення практично однакових середніх теплових потоків на конти-

нентах і в океанах стало цілковитою несподіванкою. Виникла

проблема пояснення цього факту.

Запропоновано два різні пояснення. Згідно з одним із них,

під океанами й континентами міститься практично однакова

кількість радіонуклідів, причому більша частина з них скон-

центрована в корі континентальних регіонів, а під океанами

основна їх частина перебуває у верхній мантії. Детально цю

гіпотезу розробляв Г. Макдональд [268]. Із гіпотези Макдона-

льда випливають далекосяжні висновки. Зокрема, необхідною

умовою є сталість положень континентів і океанів та хімічне

диференціювання верхньої мантії на ранньому етапі її розвит-

ку.

Друге пояснення однаковості континентальних і океаніч-

них теплових потоків грунтується на залученні механізму кон-

векції для перенесення теплоти у верхній мантії. Зміст гіпоте-

зи полягає в тому, що конвективні течії, що підіймаються вго-

ру поблизу океанічних підводних хребтів, втрачають теплоту

під час руху до континентів. У цьому разі більша частина оке-

анічного теплового потоку виноситься з верхньої мантії кон-

векцією, а основна частина континентального теплового пото-

ку створюється радіоактивними джерелами теплоти в корі і

верхній мантії.

За справедливим зауваженням М. Ботта [19], основним не-

доліком гіпотези конвекції є те, що вона залишає без відповіді

головне запитання — причину однаковості океанічного й кон-

тинентального теплових потоків. Такого збігу важко чекати,

якщо океанічний і континентальний теплові потоки є наслід-

ком різних, і, очевидно, не зв'язаних між собою процесів. До

цього слід додати вже висловлену вище думку про те, що сама

наявність процесу конвекції у верхній мантії досить дискусій-

на.

Оцінювання температур усередині Землі. Екстраполювання теп-

лового потоку біля поверхні Землі дає деякі дані про розподіл

температури у верхньому 50-км шарі мантії. Нижче від цього ша-

ру відомості про температуру не вірогідні, хоча можна встановити

для неї деякі обмеження, виходячи з відомих фізичних властивос-

тей мантії.

Тепловий режим верхнього шару мантії значною мірою ви-

значається розміщенням джерел теплоти і механізмом її перене-

сення, які можуть відрізнятися один від одного в континенталь-

них і океанічних районах. Проте, починаючи з глибин у декілька

сотень кілометрів, субконтинентальні і субокеанічні температури

повинні стати однаковими, інакше виникла б різниця у щільнос-

ті, викликана тепловим розширенням, чого насправді не спосте-

рігається.

Важливий висновок можна зробити й відносно геотермічного

градієнта. Починаючи з глибин порядку 60 км, він повинен істо-

тно зменшуватись з глибиною, інакше температура на глибинах

порядку 100 км перевищить температуру плавлення найбільш ви-

сокоплавкого оливіну. На поверхні оливін плавиться при 1900 °С,

а за тиску 5 ГПа (глибина порядку 160 км) — при 2140 °С. Ма-

буть, це абсолютна верхня межа температури верхнього шару

мантії. Вірогідніша межа температури визначається температурою

утворення базальтової магми за часткового плавлення ультраос-

новних порід. На глибині порядку 100 км вона становить 1300 °С,

а на глибині 350 км — 2000 °С. Отже, більша частина магми

(якщо не вся) повинна формуватись у верхній мантії. В районах

активного вулканізму (Гавайські острови, Камчатка) магма угво-

рюється на глибинах порядку 60 км. Температура на цих глиби-

нах, ймовірно, досягає 1250—1300 °С.

Температуру у нижній мантії зазвичай оцінюють за допомо-

гою обчислених значень термічного градієнта, приймаючи його

таким, що дорівнює адіабатичному (—0,3 °С/км), а температуру

біля межі мантія—ядро можна оцінити екстраполюванням темпе-

ратури плавлення заліза на високі тиски. На рис. 14, запозичено-

му у М. Ботта [19], подано деякі відомості про радіальний розпо-

діл температур у мантії, а також графіки температури плавлення

речовини мантії, отримані Р.Лффеном [281] за значеннями швид-

костей поширення сейсмічних хвиль, і розподії температури з

Рис. 14. Оцінювання зміни температури з глибиною у мантії [19]:

2 — відповідно нижня і верхня межі зміни температур у мантії (точ-

ками виділено ділянку можливої невизначеності); 3

—

оцінювання темпера-

тури за електропровідністю; 4

—

температура плавлення речовини мантії

глибиною, отриманий Д. Тозером [277] за значеннями електро-

провідності.

2.4. Магнітне поле Землі

Сучасне магнітне поле. У першому наближенні геомагнітне по-

ле є полем магнітного диполя, вміщеного в центр Землі (гіпотеза

центрального диполя). Магнітний момент такого диполя характе-

ризується величиною порядку 8-Ю

А-м

, а його вісь нахилена на

11°,5 до осі обертання Землі. Вважають [61], що краще набли-

ження до спостережуваного геомагнітного поля дає диполь, роз-

міщений у магнітному центрі Землі (гіпотеза ексцентричного ди-

поля). Зокрема, положення та орієнтація диполя для епохи 1955,0 р.

такі. Диполь зміщений на 436 км від центра в напрямку до точки

поверхні з координатами 15°,6 пн. ш. і 150°,9 сх. д. Нині полюси

ексцентричного диполя (геомагнітні полюси) мають координати:

81°,0 пн. ш., 84°,7 зх. д. і 75°,0 пд. ш., 120°,

сх. д. У цих точках

вісь ексцентричного диполя не вертикальна, а нахилена на 3°,9

до відповідних магнітних полюсів. Координати магнітних полю-

сів: 82°,4 пн. ш., 137°,3 зх. д. і 67°,9 пд. ш., 130°,6 сх.д.

Магнітне поле Т, же спостерігається на поверхні Землі, є су-

мою полів, що мають різні причини виникнення:

Т= Т

+ Т

+Т

+ 5Т,

де Т

— поле, створюване однорідною намагніченістю земної ку-

лі, яке називають дипольним; Т

— недипольне поле, яке нази-

вають полем світових магнітних аномалій; Т

— поле локальних і

регіональних магнітних аномалій, зумовлених неоднорідною на-

магніченістю верхніх шарів земної кори; Т

— поле, зумовлене

зовнішніми причинами; ЬТ— варіації магнітного поля в часі.

Сума полів Т

+ Т

утворює головне поле, а суму полів Т

+ Т

часто називають нормальним полем Землі. Такий поділ

багато в чому умовний, але він зручний для характеристики маг-

нітного поля Землі.

Сферичний гармонічний аналіз геомагнітного поля, викона-

ний за сучасними і давніми картами, свідчить про те, що з пли-

ном часу, починаючи з 1840 р. і досі ексцентричний диполь

(магнітний центр) систематично зміщувався на північний захід і

віддалявся від географічного центра Землі. На рис. 15, а, б, запо-

зиченому з [243], наведено графіки зміни сферичних координат

магнітного центра (г

, ср

, )

Ч)

) за 1840—1960 рр. Судячи з координат

магнітного центра, просторово він зв'язаний з внутрішнім ядром

і, можливо, визначає його положення відносно зовнішнього. Ве-

личина магнітного моменту М

, починаючи з 1829 р. і досі систе-

матично зменшується приблизно від 8,5-10

до 8,0-10

А м

І.М. Пудовкін і Г.Є. Валуєва [162, 163], що детально вивчали

цю проблему, на основі аналізу геомагнітного поля за період з

1829 по 1965 р. обчислили координати ексцентричного диполя г

Фо, >чі ДЛЯ шести епох (табл. 7).

Результати обчислень підтверджують, що ексцентричний ди-

поль дрейфує у площині великого круга Землі, нахиленого до ек-

ватора під кутом -31°, з середньою кутовою швидкістю порядку

0°,3 за рік. Слід цієї площини на поверхні Землі наведено на

рис. 15, в. Світлими кружками зображено проекції ексцентричного

Таблиця 7. Координати ексцентричного диполя за період з 1829 по 1965 р.

Епоха

г„,

км

р», град

Л. град

Епоха

#0,

км

п, град

Ло, град

1829 265 98,0 186,0

1945 410 76,0 154,0

1885

320

87,5 170,0

1960

385

73,5 150,0

1922 370

80,5 160,0

1965 345 72,6

148,7

Рис. 15. Зміна координат магнітного центра Землі в часі:

г - відаааь від малгіїного центра Землі в одиницях радіуса Землі (я б) і слід площини дрейфу

ексцентрикоюго диполя на поверхні Землі (»>

диполя на земну поверхню (див. табл. 7). Прийнявши траєкторію

руху ексцентричного диполя за еліпс, один із фокусів якого роз-

мішений в геометричному центрі Землі, автори визначили півосі

цього еліпса 1150 і 770 км, а, прийнявши середню швидкість міг-

рації диполя витриманою, — обчислили період його обертання —

1200 років.

Природно, даних для перелічених екстраполяцій далеко не

достатньо, але підтверджує такі уявлення дивовижний збіг коор-

динат ексцентричного диполя, обчислених Г. Барта за значно

менш точними вихідними даними за період з 1550 по 1700 р. (на

рис. 15, в вони зображені хрестиками). Однак в іншій праці [164]

автори схиляються до можливості зменшення періоду обертання

ексцентричного диполя до 600 років і не відкидають МОЖЛИВОСТІ

зображення його траєкторії спіральною лінією.

Уя&тення про зміну магнітного моменту диполя за попередні

тисячоліття дають археомагнітні дані. На рис. 16, а наведено тра-

фік зміни магнітного моменту (напруженості головного магніт-

м/м,

Рис. іб. Зміна магнітного моменту земного диполя М за останні 8,5 тис років

за археомагнітнимк даними (о) і за останні 400 млн років за палеомагкітними

даними (й)

ного поля) Землі за останні 8,5 тис. років, побудований за світо-

вими археомагаітними даними С.П. Бурлацькою [29, 30]. Графік

підтверджує коливальний характер зміни магнітного моменту Зе-

млі. Близько двох тисяч років тому магнітний момент Землі до-

сягав максимальної величини, що в 1,5 раза перевищувала ниніш-

ню, а шість тисяч років тому був мінімальним — близько 0,5 ни-

нішнього. ОЇЖЄ, намічається період варіації магнітного моменту

Землі — 7—8 тис. років.

Зміни машітного моменту (напруженості магнітного поля)

Землі в давні геологічні епохи відбивають палеомагнітні дані.

На рис. 16, б, запозиченому із [182], наведено дані П. Сміта

(темні кружки) і Дж. Брайдена (світлі кружки) про значення ди-

польного моменту Землі за останні 400 млн років. Ф. Стейсі

[182], звертаючи увагу на природний розкид точок за даними Дж.

Брайдена, віддає перевагу даним Гї. Сміта, що змінюються плав-

ніше і добре лягають на суцільну криву. За поведінкою цієї кри-

вої він робить висновок, що, починаючи з силуру, дипольний

момент Землі загалом зростав. Автору цієї праці вірогіднішим

здається закон цього зростання, ускладнений періодичними змі-

нами, зображеними на рисунку штриховою лінією. Він задоволь-

няє обидві групи даних. Період коливання ускладнень отримуєть-

ся порядку 200 млн років. Подібних висновків дійшли також

О.С. Большаков і Г.М. Солодовников [17].

Визначення магнітного моменту в докембрії досить обме-

жені. Ф. Стейсі [182] з посиланнями на Еванса, Мак Елхіні і

Кармайкла зазначає, що середня напруженість магнітного по-

ля Землі пройшла через мінімум близько 500 млн років тому і

що криву, наведену на рис. 16, б, не можна екстраполювати

назад і отримати мізерно мале поле в докембрії, оскільки між

1-Ю

і 2-Ю

років тому напруженість магнітного поля була

більшою, ніж нині. Еванс і Мак Елхіні за габроїдами Африки,

вік яких становить 2,6-10

років, установили, що магнітне поле

в той час було сумірним сучасному.

У процесі палеомагаітних досліджень було виявлено дуже ва-

жливу властивість давнього магнітного поля Землі — «інверсію»

Інверсія — це зміна напрямку магнітного моменту (вектора на-

пруженості магнітного поля) Землі на протилежний. Відомо [192],

що перед інверсією напруженість магнітного поля зменшується в

середньому у 7—10 разів. Це супроводжується збільшенням амп-

літуди його вікових варіацій, причому збуреність поля досягає та-

кого рівня, що відбуваються короткочасні зміни його полярності.

Потім відбувається власне інверсія поля — повертання вектора

напруженості Т, а далі — поступове збільшення напруженості

магнітного поля до його початкового абсолютного значення. Весь

процес триває близько і 0

років, з яких власне інверсія триває

порядку 10

років.

Інверсії магнітного поля Землі — явище досить поширене в

геологічному минулому. Лише впродовж фанерозою (500 млн ро-

ків) їх було понад тисячу. Остання із них відбулася 40—43 тис.

років тому. Оскільки геомагнітні інверсії синхронно охоплюють

усю Землю і залишають «слід» у геологічних утвореннях, їх можна

використати для створення геохронологічних шкал. Важливо під-

креслити, що відкриття інверсій порушило багато які вкорінені

уявлення про магнітне поле Землі. Зокрема, жодна з гіпотез ви-

никнення магнітного поля Землі не може бути прийнятою, якщо

вона не пояснює природу інверсій.

Полюси магнітного поля. Однією з основних характеристик

дипольного магнітного поля є положення полюсів на поверхні

Землі. Розрізняють полюси геомагнітні — точки, в яких перети-

нається вісь диполя з геосферою, і віртуальні геомагнітні — гео-

магнітні полюси, обчислені за відомими значеннями схилення В і

нахилу / магнітного поля.

На рис.

17,

а, запозиченому з [243], показано положення вір-

туальних геомагнітних полюсів епохи 1955 р., обчислених за да-

ними магнітних обсерваторій. Оскільки значення О та /, що спо-

стерігаються, значно відрізняються від дипольних за рахунок

впливу недилольної частини поля, у місцях знаходження вірту-

альних полюсів і геомагнітного полюса N виникають розбіжності,

що досягають 20°. Привертає увагу майже рівномірний розкид

віртуальних полюсів навколо геомагнітного полюса, а середнє їх-

нє положення практично збігається з останнім.

Уявлення про положення геомагнітних полюсів за останні ти-

сячоліття отримують з археомагнітних даних, а в попередні гео-

логічні епохи — з палеомагнітних. Перш ніж приступити до обго-

ворення закономірності розташування ахео- та пал е о мага ітн их

полюсів, варто спеціально підкреслити, що їхні координати обчи-

слюють, виходячи з гіпотези центрального осьового диполя. На-

слідком такого підходу є теорема про те, що середнє положення

геомагнітного полюса за інтервал часу, що вимірюється тисячо-

літтями, повинне відповідати географічному полюсу. Ця теорема

підтверджується спеціальними дослідженнями [259, 264 та ін.]. У

разі палеомагнітних досліджень, як правило, у кожній точці спо-

стереження відбирається низка зразків, вік яких змінюється в

межах десятків тисяч і більше років. Середній віртуальний полюс,

обчислений для такої колекції, буде позбавлений впливу давніх

вікових варіацій, період яких 10

років і менше. Його називають

палеомагнітним полюсом. На рис. 17, б наведено приклад, що ілю-

струє справедливість згаданої вище теореми про відповідність се-