Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

Стет быстрое, чем реальные температуры земттых недр.

Но мере продвижения вглубь н отклонения температуры

аемньтх недр от температуры плавления TJ.I) наминает

уменьшаться и проводимость. Это обусловлено тем, что

собственная ионная проводимость тем больше, чем ближе

температура к температуре плавления, п если температу

ра начинает отклоняться от температуры плавления, то

проводимость уменьшается. Это объясняет зону понижен

ной электропроводности на глубинах — 150—420 им.

Уменьшение электропроводности продолжается до гра

ницы с переходным слоем Голицына (слой С) на глубинах

~400 км и, вероятно, захватывает верхние части этого

слоя. В переходном слое проводимость снова резко воз

растает в связи с переходом к собственной полупроводни

ковой электронной проводимости. Физически это обуслов

лено рядом фазовых переходов с ростом глубины в слое

С. Показанное на рис. 25 распределение проводимости

в зоне фазовых переходов носит условный характер. Отто

схематизировано скачкообразным ростом коэффициента

электропроводности на глубинах фазовых переходов

(/ ~ 420 км и / ~ 070 км). Вещество нижней мантин яв

ляется электронным полупроводником. На проводимость

полупроводника влияет как давление, так и температура.

Исследование показывает, что в условиях нижней

мантин (слой D) электропроводность возрастает как из-за

роста температуры, так и из-за роста давления. По сов

ременным представлениям (см. § 8.4), па обеих границах

нижней мантин должны формироваться тепловые пограп-

слои — зоны аномально больших градиентов температу

ры, разделенные обширной зоной адиабатического распре

деления температур (см. рпс. 26 на с. 126, кривая 3).

В связи с этим на границах лишней мантии возрастание

электропроводности происходит заметно быстрее, чем на

протяжении основной ее части с адиабатическим распре

делением температур. В целом на протяжении нижней

мантин происходит возрастание электропроводности при

мерно в тысячу раз.

Земное ядро состоит из расплавленного металла. По

оценкам проводимость ядра равна ~3 ■ I0'1 О м 1 - см-1.

Глава 5

ГЕОТЕРМИКА. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ.

ТЕПЛОВОЙ ПОТОК ИЗ НЕДР ЗЕМЛИ

«П редставляется несомненным, что на

блю даемый тепловой режим паш ей пла

неты может сущ ествовать лиш ь в том

случае, когда количество урана и тория

быстро падает уж е на небольшом рас

стоянии от земной поверхности».

В. И. Вернадский.

«Очерк» геохимии».

Геотермика изучает тепловое состояние Земли и рас

пределение температуры в ее недрах. Вопрос о распреде

лении температуры тесно связан с распределением ис

точников тепла в глубинах Земли. Оба этих вопроса

имеют фундаментальное значение для любых гипотез о

строении н эволюции Земли. Температура Т вместе с дав

лением р являются важнейшими параметрами земных

недр, так как задание р и 'Г определяет состояние веще

ства. Действительно, .многие свойства вещества земных

недр (теплопроводность, электропроводность, вязкость,

диссипативная функция предел текучести горных по

род и другие параметры) в значительной мере зависят от

температуры на данной глубине. Знание распределения

температур в Земле позволяет также ориентироваться при

ъыборе той или иной гипотезы происхождения Земли.

Так, например, гипотеза происхождения Земли "из газо

пылевого облака приводит к сравпптельио холодному на

чальному состоянию Земли, а гипотеза изначально рас

плавленной Земли (гипотеза горячего происхождения)

приводит к значительно большим начальным температу

рам. Из-за исключительно большой тепловой инерции

земных недр эти начальные различия температур не мог

ли полностью стереться в процессе тепловой эволюции

Землц,

Наконец, из всех наблюдаемых геофизических и гео

логических явлений поток тепла через поверхность Зем

ли с энергетической точки зрения наиболее значителен,

так как связанная с ним отдача энергии в единицу време

ни (для всей Земли ~ 1028 эрг/год) в 10—100 раз больше,

чем вся энергия, высвобождающаяся при землетрясениях

и вулканической деятельности. 13 этом смысле и говорят,

что тепловой поток из земных недр характеризует

основной масштаб энергетики планеты. Все остальные

процессы, протекающие в земных недрах, являются с

энергетической точки зрения явлениями как бы побочны

ми, сопровождающими тепловую эволюцию планеты.

Развитие геотермики как научной дисциплины пе мог

ло начаться, пока не были открыты основные источники

тепла в ее недрах. Таким образом, открытие радиоактив

ности в конце прошлого века произвело революцию сра

зу в двух геофизических дисциплинах — геохронологии и

геотермике. Действительно, уже в 1906 г. лорд Рэлей по

нял значение радиоактивности для энергетики пашей пла

неты. Он произвел оценки и показал, что та небольшая

примесь радиоактивных элементов урана и тория (а так

же, как мы теперь зпаем, калия), которая содержится в

горных породах, достаточна, чтобы служить основным ис

точником тепла, определяющим термину планеты.

То, что температура земных недр высока, было из

вестно давно. Об этом свидетельствовали вулканические

извержения и рост температуры при погружении в глу

бокие шахты. Скорость возрастания температуры с глу

биной носит в геофизике название геотермического гради

ента. В певулкапических районах геотермический гради

ент составляет примерно 3 °С на 100 м глубины. Величи

на геотермического градиента, вообще говоря, заметно

варьирует от места к месту и лежит в интервале от 1 до

5 °С на каждые 100 м. В среднем у поверхности Земли

геотермический градиент составляет 20 град/км. Второй

геотермической величиной, которая может быть определе

на экспериментально, является тепловой поток из зем

ных недр. Он обозначается буквой г/ и равен произведе

нию коэффициента теплопроводности у. па градиент тем

пературы VT:

q = -/ST. (47)

На практике определяют темп нарастания температуры в

глубь Земли V7’ п значение и для горных пород, слагаю

щих скважину или шахту, в которых производится из

мерение. Затем с помощью (47) вычисляют q.

Измерение теплового потока требует предосторожно

стей, так как тепловое состояние наружного покрова тол

щиной в несколько десятков метров определяется метео

рологическими факторами. Имеются и другие причины,

которые могут маскировать истинное значение q, харак

теризующее потерю тепла планетой. В связи с отмечен

ными трудностями первые прецизноипые измерения теп

лового потока на континентах были выполнены сравни

тельно недавно, в 1939 г., Буллардом в Южной Африке и

Бенфплдом в Англин. Первые измерения теплового по

тока на океанах (в Атлантике) были выполнены в 195G г.

Буллардом с сотрудниками. Измерения теплового потока

на океанах для геофизики исключительно важны, так как

водная оболочка Земли но площади составляет 3/4 всей

поверхности планеты. Эти измерения дали для q пример

но те же значения, которые были получены па континен

тах, что явилось в то время сенсацией (об этом мы ска

жем ниже). Накопление экспериментальных данных о

тепловом потоке первое время шло довольно медленно.

К 19(H) г. было известно немногим более 100 измерений.

В связи с усовершенствованием техники морских изме

рений с начала 60-х годов число определений теплового

потока стало резко возрастать.

Так, к 1965 г. было выполнено 1040 определений q,

к середине 1969 г. это число достигло 3560, а к началу

1982 г. накоплено 7000 определений теплового потока.

Мировая средняя потеря тепла с поверхности Земли со

ставляет 1,48 • 10-в кал/(см2 ■ с). Среднее значение для

континентов равно 1,41 мккал/(см2 • с), а для океанов

1,51 мккал/(см2 • с) *).

Значения теплового потока являются интегральной ме

рой термического состояния приповерхностной зоны до

*) В геотермике использую тся следующ ие единицы:

Для изм ерения теплового потока

I кал/(см 2 • с) = 4,19 Вт/см2 = 4,19 ■ 107 эрг/(см 2 • с) =

= 4,19 • 104 Вт/м2;

J р. т. п. = 1 мккал/(см 2 • с) (е. т. п.— единица теплового потока).

Для измерения генерации тепла в горных породах

1 е. г. т. = 10~’13 к ал/(см 3 • с) (е. г. т.— единица генерации тепла);

1 кал = 4,19 Д ж = 4,19 • 107 эрг, 1 мккал = 10_6 кал.

глубин в несколько сотой километров. Оказалось, что раз

личные' значения теплового потока коррелируют с раз

личными геологическими структурами. В связи с этим

геотермические данные все шире начинают использо

ваться при физической интерпретации геологических

структур.

И. отлично от распределения плотности, давления и

ускорения силы тяжести, которые известны достаточно

точно, распределение температуры в недрах Земли еще

определено неточно.

Оценить температуру в недрах Земли можно путем

следующих соображений. Средний геотермический гради

ент у поверхности Земли равен 20 град/км. Поскольку

градиент температуры не возрастает с глубиной, на глу

бинах I » 100 км температура пе более 2000 °С. Более

точными «термометрами» на этих глубинах являются рас

плавленные первичные очаги вулканов: температуры

плавления лав известны и равны ~1200°С.

В самое последнее время детальное исследование фа

зовой диаграммы Mg2Si04 — Fe2Si04 позволило определить

реперную температуру иа глубине, соответствующей пер

вой зоне фазовых переходов (I ~ 400 км). Эта темпера

тура равна ~1600±50°С (см. § 7.4).

Мантия Земли по отношению к механическим коле

баниям — сейсмическим волнам ведет себя как твердое

тело; поэтому за верхний предел температур в мантии

Земли принимают распределение температур вдоль кри

вой плавления. На основании лабораторных данных тем

пературу плавления на глубине 100 км полагают рав

ной ~1500°С (или 1800 К). Эти «опорные точки» позво

ляют с помощью эмпирических геофизических данных и

полуэмпирических формул для кривой плавления опре

делить распределение температур плавления в мантии

Земли и, в частности, оценить, что па границе с яд

ром Земли температура плавления вещества порядка

15 -4- 6,5) • 103 К.

Земное ядро находится в расплавленном состоянии.

Ввиду этого за нижний предел температур в ядре можно

принять значения, соответствующие кривой плавления.

Если ядро состоит из железа, то, согласно лабораторным

данным, температура плавления железа при р «

» 1,4 - 106 бар (давление на границе мантия — ядро) не

более 4600 К. По-видимому, ядро состоит не из чистого

железа, а содержит примеси легких элементов, что долж

но несколько понизить температуру плавления железа.

На основании этих данных считают, что температура на

границе маитня — ядро лежит в интервале ~ (4-^-5) • 103 К.

В жидком ядре температуры пе могут быть выше

так называемых адиабатических температур. Понятие

адиабатических температур или адиабатического градиен

та температуры играет важную роль в физике Земли и

планет. Дело в тол, что кривая адиабатических темпера

тур разграничивает области действия молекулярного и

конвективного механизмов переноса тепла. Если темпера

туры ниже адиабатических (точнее, градиент температу

ры ниже адиабатического градиента), то теплоперенос в

среде возможен лишь за счет молекулярного механизма

теплопроводности. Это очень слабый механизм теплопере-

иоса. Если же температуры больше адиабатических, то

возникает конвекция — гидродинамическое перемешива

ние жидкости. Механизм тенлоиереноса путем конвекции

является очень мощным. Поэтому, если бы в земном ядре

температуры заметно превосходили адиабатические, то

все тепло земного ядра сверх адиабатического было бы

быстро вынесено в результате конвекции к внешней гра

нице ядра с мантией Земли, а температуры ядра приняли

бы адиабатические значения.

Б то же время для поддержания магнитного ноля в

ядре все время должна идти слабая конвекция. Следова

тельно, температуры в ядре Земли должны быть близки

к адиабатическим. Адиабатические температуры земного

ядра можно рассчитать теоретически, если только мы зна

ем температуру у начала адиабатической кривой (на гра

нице мантия — ядро). Мы уже говорили, что последняя

величина составляет ~ (4 —5)-10JK, а это приводит к

температуре в центре Земли ~6 • 103 К. Ошибка последне

го значения может достигать тысячи градусов. Изложен

ная выше методика оценки температуры в земных недрах

может быть названа методом реперных точек. «Реперами»

являются температура плавления лав па глубине 100 км,

температура па глубине 400 км в зоне фазового перехо

да оливин — шпинель и температура на границе ман

тия — ядро. Па рис. 26 показаны температуры в мантии

Земли (распределение температур в ядре дано па рис. 47

и § 7.7). Кривая / дает распределение адиабатических

температур, а кривая 4 — распределение температуры

плавления. Эти распределения являются нижней и верх

ней границей температур в мантии. Скачки на этих кри

вых на глубинах 420 и 670 км обусловлены фазовыми пе

реходами минералов в более плотные модификации.

Рис. 20 Температуры мантии Земли. 1 — адиабатические температуры,

2 — пробное распределение температуры без тепловых погракслосв, я —

распределение температуры с тепловыми погранслоямн на границах ниж

ней мантин (при /<670 км оно совпадает с кривой /), / — кривая плав

ления.

Плавная кривая 2 построена методом реперных точек. На

конец, наиболее интересное распределение температур да

ется кривой 3. Два резких нарастания температуры на

глубинах — 700—900 и ~2600—2885 км связаны с темпе

ратурными погранслоями, которые, видимо, должны об

разовываться в конвективной мантии. Вывод о возможно

сти такого температурного распределения сделан в § 8.4

при рассмотрении конвекции в мантии в связи с механиз

мами тектоники плит. Поэтому смысл этого температур

ного распределения станет ясным читателю после прочте

ния § 8.4. Вопрос о детальном распределении темпера

туры в мантии является важнейшей еще не решенной

проблемой современной геофизики.

Продолжим теперь изложение основных понятий клас

сической геотермики. В отличие от геомагнитного поля,

которое быстро изменяется, температурное поле Земли

характеризуется большим постоянством. Это обусловлено

малой теплопроводностью вещества земных недр, очень

малой скоростью их разогревания за счет радиоактивного

распада примеси радиогенных элементов и большими рас

стояниями, которые тепло должно пройти прежде, чем

оно выйдет па поверхность Земли. Качественно распреде

ление температуры в недрах больших космических тел

легко уяснить с помощью размерного соотношения

Д * ~ ^ , (7*8)

где х = к/срр — коэффициент температуропроводности,

с, — удельная теплоемкость нрн постоянном давлении, р —

плотность, At — интервал времени, за который темпера

туры заметно выравниваются в точках тела па расстоя

нии А1. Соотношение (48) следует понимать так. Пусть

в каком-либо месте среды выделилось некоторое количе

ство тепла, так что температура возросла на АТ ио срав

нению с температурой в точке наблюдения на расстоянии

А1. Тогда соотношение (48) дает оценку интервала време

ни (At), за которое произойдет выравнивание температуры

между точкой наблюдения и местом выделения тепла.

Применим (48) к Земле в целом. Положив А /~ 6400 км,

X ~ 0,005 см2/с (характерное значение для горных пород),

получим «время остывания Земли» ~1012 лет; это замет

но превышает «время жизни Земли», равное 4,5 • 10е лет.

Следовательно, если бы Земля не разогревалась за счет

внутренних источников тепла, то первоначальное тепло

земных недр излучилось бы во внешнее пространство за

1012 лет. Поставим теперь задачу по-другому. Зададим

вопрос: «Чему равна толщина наружной оболочки Земли,

из которой за время ~4,5 • К)" лет мог произойти отток

тепла к земной поверхности?» Снова используем форму

лу (48). Полагая At ~ 4,5 • 109 лет, х ~ 0,005 см2/с, наii

дем А1 ~ 300 км. Более детальное рассмотрение показы

вает, что слой остывания имеет толщину 600—900 км. 11а

основании проведенного анализа можно заключить, что в

наружном слое 600—900 км температура должна спадать

за счет остывания, а в глубшшых недрах планеты рас

пределение температуры слабо «деформировано» оттоком

тепла к поверхности.

В заключение рассмотрим, как формируется поток

тепла на континентах н океанах. Раньше этот вопрос

рассматривался следующим образом. В среднем земную

кору на континентах можно представить в виде 15-кило-

метрового слоя гранита, расположенного па слое ба

зальта такой же толщины. Концентрация радиогенных ис

точников тепла в гранитах и базальтах хорошо изучена.

Это позволяет подсчитать генерацию тепла в гранитах

(1,9 • 10~5 кал/(см3 • год)) н базальтах (0,35 • 10-5 кал/

(см3 ■ год)). Вклад от обоих слоев в тепловой поток ра

вен 34 кал/(см2 • год). Если полученную цифру сравнит!,

со средшш тепловым потоком, который ежегодно рассеи

вается с поверхности Земли и составляет ~47 кал/(см2 X

X год), то мы увидим, что оно более чем на 70% определя

ется тепловыделением в гранитном и базальтовом слоях.

В проведенных расчетах предполагалось, что концентра

ция радиоактивных элементов в гранитном п базальто

вых слоях Земли постоянна но глубине. В 1968 г. амери

канские геофизики Берч, Рой и Блекуэлл, а также

Лахенбрух пересмотрели указан ный выше классически ii

метод оценки вклада коры п мантни в полный тепловой

поток на континентах. Вначале была установлена линей

ная связь между полным тепловым потоком q и радио

генным тепловыделением в поверхностных гранитных

породах А (размерность кал/(см3-с)) для ряда характер

ных теологических провинций (регионов):

q = q„ + dA, (7i9)

где d — некоторая постоянная, имеющая размерность дли

ны, а вторая постоянная qa имеет размерность теплового

потока кал/(см2 - с). На практике экспериментально опре

деляют q и А в различных местах изучаемого региона и

затем па плоскости qA строят экспериментальный график

q как функцию А. Оказывается, что экспериментальные

точки хорошо ложатся иа прямую (49). Следовательно,

</о по физическому смыслу соответствует составляющей

теплового потока, которая идет из мантии, так как q0 —

тепловой поток в некоторой искусственной местности рас

сматриваемого региона, в которой концентрация радио

генных источников в коре А = 0. Определенная на прак

тике «эффективная длина» d оказалась равной ~ 8—10 км.

Это означает, что если бы концентрация радиоактивности

и коре А была постоянной, то достаточно было бы слоя

мощности d, чтобы обеспечить коровую соатавляющую

теплового потока. В действительности по сейсмическим

данным мощность земной коры в среднем равна 30—

40 км. Отсюда с неизбежностью вытекает, что величина

должна быть убывающей функцией глубины I. На ос

новании приведенных и других соображении эту функ

цию выбирают в следующем виде:

А (I) = A0e~lld, А0 = А (1 = 0). (50)

Формула (50) дает закон, по которому концентрация ра

диоактивных элементов убывает с глубиной в земной ко

ре. Конечно, закономерность (50) не следует понимать

буквально, но она, видимо, в среднем правильно переда

ет убывание А(1) с глубиной. Теперь легко установить

физический смысл константы d в (49). Согласно (50) по

стоянная d равна глубине, иа которой концентрация ра

диоактивности уменьшается в е раз для «толстой» земной

коры IJd > 2 -j- 3. где I, — мощность земной коры. Если

принять А(0) = А0 = 1,9 • 10~5 кал/(см3 • год), т. е. зна

чение для гранитов, приведенное нами выше, положить

cl = ю км = 106 см, а для полного потока q взять значе

ние ~47 кал/(см2 • год), то согласно (49) для потока из

мантии получим q0 = 28 кал/(см2 ■ год). Следовательно,

пересмотр вопроса о вкладе коры qK = dAa в полный теп

ловой поток q заметно понизил классическую оценку

:>70% ? До значения ~40% Ч-

Наблюдения показывают, что все три величины q, q0,

qK меняются от региона к региону, и мы па этом не оста

навливаемся. Оценка вклада океанической коры в тепло

вой поток на океанах значительно проще. Земная кора

на океанах состоит из 5—6-кнлометрового базальтового

слоя. Концентрация радиоактивности и тепловыделение

в океанических базальтах заметно меньше, чем в кон

тинентальных (— 0,06 • 10-5 кал/(см3 - год)). Вклад в теп

ловой поток от столь тонкого слоя базальта составляет