Физика земли - Саратовский государственный университет
реклама
С ар ов ат ск ий уд го с ар ст ве нн ы й ун ив е ит е рс т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о САРАТОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени Н.Г. ЧЕРНЫШЕВСКОГО Геологический факультет ны ш ев ск ог о Е.Н. Волкова .Г .Ч ер УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ ит е т им ен и Н ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ЧАСТЬ I САРАТОВ, 2008 УДК 550.831.К-64.-1. ISBN 978-5-9758-0650-5 ев ск ог о Е.Н. Волкова. Физика земли.Часть I. Учебное пособие для студентов специальности 011200 – геофизика. — Саратов: Из-во «Научная книга», 2008 г. – 88 с. ны ш В I части учебного пособия изложены общие сведения о происхождении и .Г .Ч ер строении Земли, рассмотрены различные гипотезы концепции развития Земли. Приведены различные модели Земли и их поведение в гравитационном, тепловом, и Н и электромагнитном полях. Часть II - сейсмология будет интересна студентам всех рс ит е т им ен геологических специальностей ив е Рецензенты: ы й ун А.Ю. Чижиков, профессор, доктор г.-м. н. нн – Саратовский государственный университет. ст ве В.Г. Балабанова, доцент, кандидат г.-м. н. ск ий го с уд ар – Саратовский государственный университет. С ар ат ов ISBN 978-5-9758-0650-5 © Е.Н. Волкова, 2008 г. © ООО «Метро-Принт», 2008 г. .Г .Ч ер ны ш ев Раздел 1. Общие сведения о происхождении и строении Земли. .................. 5 1.1.Краткие сведения о строении Вселенной и солнечной системы, положение Земли. ............................................. 5 1.2 Космологические представления о формировании и развитии солнечной системы. ............................................................. 5 1.3. История представлений об устройстве Земли .................................... 6 1.4. Гипотезы о происхождении Земли. ...................................................... 9 1.5. Основные астрономические и физические параметры Земли.......... 10 1.6. Фигура и вращение Земли, геоид. ....................................................... 10 1.7. Возраст Земли и методы его определения. ......................................... 13 ск ог о СОДЕРЖАНИЕ рс ит е т им ен и Н Раздел 2. Внутреннее строение Земли. ............................................................ 14 2.1.Основные элементы внутреннего строения Земли, границы Мохо и Гуттенберга. ................................................................ 14 2.2. Земная кора и ее химический состав. .................................................. 16 2.3. Мантия и ее строение по данным сейсмологии. ................................. 16 2.4. Минералогический состав мантии. ...................................................... 16 2.5. Земное ядро и его происхождение........................................................ 17 2.6. Проблемы, связанные с ядром. ............................................................. 18 2.7. Состояние и эволюция ядра. ................................................................. 19 го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е Раздел 3. Концепции развития Земли.............................................................. 20 3.1. Идея расширяющейся Земли................................................................ 20 3.2. Идея пульсации Земли. ......................................................................... 20 3.3. Неоконтракционная концепция. .......................................................... 20 3.4. Гипотеза геокристалла. ......................................................................... 21 3.5. Гипотеза “горячих” точек....................................................................... 22 3.6. Геодинамическая гипотеза Е. В. Артюшкова. .................................... 23 3.7. Гипотеза дифференциальных движений литосферы. ....................... 24 3.8. Гипотеза эдукции Ю.В. Чудинова. ....................................................... 24 3.9. Теория глобальной эволюции Земли. .................................................. 25 3.10. Концепция литосферных плит. .......................................................... 25 С ар ат ов ск ий Раздел 4. Модели и некоторые новые направления в изучении Земли ..... 28 4.1. Механические модели Земли. .............................................................. 28 4.2. Собственные колебания Земли............................................................. 31 4.3. Диссипативные свойства земных недр. ............................................... 33 4.4. Модель, основанная на диссипативных и реологических свойствах земных недр. ............................................. 34 4.5. Модели электропроводности. ................................................................ 36 4.6. Геоэлектрическая модель земной коры и верхней мантии............... 37 4.7. Термические модели Земли. ................................................................. 39 4.8. Однородная модель Земли. ................................................................... 41 4.9. Физические модели Земли. ................................................................... 42 4.10. Современные модели Земли. .............................................................. 44 Раздел 5. Плотность и упругие постоянные Земли. ........................................ 45 5.1. Гравитационное поле Земли и его особенности. ................................ 45 5.2. Понятие об изостазии, вязкость, ползучесть Земли. .......................... 48 5.3. Земные приливы. ................................................................................... 50 5.4. Распределение плотности в недрах Земли. ........................................ 50 5.5. Упругие постоянные, давление и ускорение силы тяжести внутри Земли............................................. 52 .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Радел 6. Тепловой режим Земли. ...................................................................... 56 6.1. Термическая история Земли. ................................................................ 56 6.2. Распределение температуры в недрах Земли. ................................... 59 6.3. Источники тепла. ................................................................................... 61 6.4. Термическая зональность земных недр. ............................................. 62 6.5. Механизмы передачи тепла, уравнение теплопроводности. ............ 63 6.6. Теплофизические свойства пород. ........................................................ 65 6.7. Процессы теплопереноса в мантии, конвекция. ................................. 66 ун ив е рс ит е т им ен и Н Раздел 7. Электромагнитное поле Земли......................................................... 70 7.1. Электромагнитное поле Земли............................................................. 70 7.2. Электромагнитные параметры и свойства оболочек Земли. ............ 71 7.3. Региональные и локальные электрические поля земной коры. ...... 77 7.4. Магнитотеллурическое поле. ................................................................ 78 7.5. Электрическое поле атмосферы. .......................................................... 79 7.6. Проблема природы магнитного поля Земли....................................... 80 7.7. Магнитные свойства горных пород. ..................................................... 81 7.8. Палеомагнетизм, инверсия и миграция полюсов, «самовозбуждающееся» динамо. ............................................................ 83 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й 8. Литература ...................................................................................................... 85 4 РАЗДЕЛ 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ И СТРОЕНИИ ЗЕМЛИ. 1.1. Краткие сведения о строении Вселенной и солнечной системы, положение Земли. ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Вселенная представляет собой пространство, включающее бесчисленное множество звездных миров. Она безгранична, и ее существование не имеет ни начала, ни конца. Все космические тела во Вселенной группируются в различные системы. Одной из таких систем является Галактика, или система Млечного пути, в которую входит так называемая Местная звездная система, включающая Солнечную систему. Галактика - это огромное скопление отдельных звезд, звездных объединений и туманностей различного состава. По форме в плане она представляет собой спиралевидное образование, внутри одной из спиральных ветвей которого расположено Солнце. В поперечнике Галактика напоминает чечевицу. Солнечная система включает Солнце, 9 больших планет, имеющих в общей совокупности 54 спутника, около 2300 малых планет (астероидов), множество комет и метеоров. Солнце представляет собой огромный вращающийся шар раскаленной плазмы и находится в центре Солнечной системы. Все большие планеты Солнечной системы по своим размерам, плотности и некоторым другим характеристикам делятся на две резко различающиеся группы: планеты земной группы, или так называемые внутренние планеты (Меркурий, Венера, Земля и Марс), и планеты-гиганты, или внешние планеты (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон). В 1801 г. между орбитами Марса и Юпитера была открыта малая планета Церера. Земля представляет собой одно из бесчисленных тел в безграничном космическом пространстве. Ее положение во Вселенной начало интересовать людей еще в глубокой древности. Ученые Китая, Вавилона и Египта за много веков до нашей эры считали Землю центром всего мира. Такое представление о строении Вселенной, позднее обоснованное древнегреческим астрономом Птолемеем (II в. до н.э.), получило название геоцентрической системы мира (от греч. geo – земля). Согласно этому представлению, Солнце, планеты и другие небесные тела вращаются вокруг Земли по сложным круговым орбитам. Истинное же положение Земли как одной из планет Солнечной системы было доказано великим польским астрономом Н. Коперником, который в 1543 г. обосновал существование гелиоцентрической системы мира (от греч. helix – Солнце). В этой системе видимое движение небесных тел объясняется осевым вращением Земли и вращением планет (в том числе Земли) вокруг Солнца. С ар 1.2. Космологические представления о формировании и развитии солнечной системы. Важным вопросом происхождения звезд и окружающих их планетных систем является источник вещества, из которого эти системы формировались. Согласно космогоническим представлениям Тейлера, Аллера, Мартынова исходное газопылевое протосолнечно-протопланетное облако образовалось из межзвездного газа и скопления пыли, столь характерных для нашей и других Галактик. 5 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Происхождение же вещества этих скоплений связано со взрывами крупных звезд (превышающих по массе в несколько раз массу Солнца), полностью прошедших свой эволюционный путь. Обычно финальные взрывы таких крупных звезд называют вспышками «Сверхновых» звезд, поскольку на короткое время их светимость возрастает в миллиарды раз, они становятся наиболее яркими объектами в своих Галактиках и воспринимаются нами как вспышки новых звезд. Первоначально, после образования Вселенной во время « Большого взрыва» около 20 млрд. лет назад, пространство заполнялось только излучением и стремительно расширяющимся веществом – протонами, электронами, ядрами гелия, нейтрино и некоторыми другими элементарными частицами. Более тяжелые элементы тогда еще не существовали. Только после возникновения на флуктуационных сгустках вещества первых протогалактик, состоявших тогда из массивных, но примитивных водородно-гелиевых протозвезд, в их недрах за счет протекания ядерных реакций постепенно и последовательно стали формироваться все более тяжелые элементы вплоть до железа включительно. Как показывает теория, крупные звезды такого типа (превышающие массу Солнца в несколько раз) неустойчивы и заканчивают свою эволюцию гигантскими взрывами. За время существования Вселенной уже сменилось несколько поколений звезд, рассеявших свое вещество по межзвездному пространству. При этом исходным материалом для формирования каждой новой генерации звезд служило вещество, сброшенное предыдущим поколением сверхновых звезд. Поэтому и суммарный состав вещества, послуживший основой для формирования нашей Солнечной системы, должен нести следы длительной истории развития Вселенной. Согласно космогоническим представлениям, заложенным О.Ю. Шмидтом еще в начале 40-х годов, Земля и Луна, как и другие планеты Солнечной системы, образовались за счет аккреции (слипания и дальнейшего роста) твердых частиц газопылевого протопланетного облака. Обычно исходная плотность межзвездных облаков недостаточна для самопроизвольного развития в них процессов звездо- и планетообразования. Однако взрывы сверхновых сопровождаются возникновением в межзвездной среде ударных волн. Если такие волны пересекают газопылевое облако, то на их фронте резко повышается давление и плотность вещества, а также могут возникнуть сгущения, способные в дальнейшем к сжатию уже за счет самогравитации. Поэтому взрывы сверхновых звезд не только поставляют новое вещество в космическое пространство, но и служат тем механизмом, который, в конце концов, приводит к формированию новых поколений звезд и окружающих их планетных систем. ов 1.3. ат На протяжении всей многовековой истории науки человечество располагало очень небольшим объемом данных о внутреннем строении Земли. Древние греки в период от 600 до 200 г. до н.э. оказали сильное воздействие на формирование современных идей, в особенности через сочинения Аристотеля. Геологические темы представляли для античных философов второстепенный интерес, но они считали, например, что суша может быть затоплена морем и может подняться вновь. Они понимали, что ископаемые окаменелости – это остатки организмов, захороненных в древних морях. Они знали, что Земля представляет собой сферу. Они предполагали также, что в центре бушует внутренний огонь, и эта мысль возрождалась в истории науки несколько раз. Один из философов, Аристарх 6 ар С История представлений об устройстве Земли. I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о (310-250 гг. до н.э.), даже выдвинул гелиоцентрическую теорию движения планет (т.е. их вращение вокруг Солнца), но эта идея не нашла поддержки, и почти всеобщим признанием вплоть до XVI в. н.э. пользовалась геоцентрическая теория (о движении небесных тел вокруг Земли). Научные суждения древних греков имели один серьезный недостаток – наблюдению и эксперименту уделялось мало внимания. Накопленные греками знания были усвоены римлянами. Многое из достижений древней науки проникло в исламский мир и через него было передано на Запад вместе с другими знаниями. Многих не могла удовлетворить геоцентрическая теория, согласно которой Земля неподвижно располагалась в центре Вселенной. Одним из этих многих был Коперник (1473-1543). Господствовавший тогда вариант геоцентрической теории был разработан Птолемеем. Он предположил, что планеты перемещаются по небу по эпициклам, т. е. когда разные планеты совершают один оборот вокруг Солнца за различное время, то при наблюдении какой-либо планеты с Земли кажется, что эта планета описывает в своем движении петлю. Вероятно, Коперник пришел к своей идее о гелиоцентрической системе, прочитав сочинение Аристарха. Тихо Браге (1546-1601 гг.) не принял теорию Коперника, но он в отличие от Коперника был выдающимся наблюдателем и получил новые, сильно улучшенные данные, которые позволили Кеплеру (1571-1630 гг.) описать законы движения по эллиптическим орбитам, полностью исключающие эпициклы. Работы Галилея (1564-1642 гг.) также помогли доказать несостоятельность системы Птолемея. Исаак Ньютон (1643-1727 гг.) также внес свой вклад в эти всемирные достижения, создав теорию всемирного тяготения. На тот момент выдвигалось много различных теорий и гипотез. Например, нептунисты поднимали значение воды при формировании горных пород до такой степени, что объясняли этим даже образование всей твердой Земли. Эту теорию отстаивал Абрахам Вернер (1750-1817 гг.), считавший, что практически все породы образовались либо путем осаждения, либо в результате кристаллизации в Мировом океане. Теория была простой, но многие ее положения были аксиоматическими, и их нельзя было проверить. Нептунистам противостояли плутонисты. Принципы их учения были выражены Джеймсом Геттоном (1726-1797 гг.). Плутонисты не возражали против того, что отложение осадочного материала действительно имело место, но они считали, что это процесс не мог привести к образованию прочных пород без воздействия тепла. Их теория была не так проста, как теория нептунистов, но в соответствии с их взглядами Земля уже приобретала более динамический характер, а тела горных пород могли быть приподняты, наклонены, т. е. мог происходить процесс, противоположный выравнивающему действию эрозии. Спор между нептунистами и плутонистами перешел в другой спор: в спор катастрофистов с униформистами, где главные расхождения касались времени. Нигде Библия не мешала так геологии, как в вопросе о возрасте Земли. Хорошо известно, что в 1664 г. архиепископ Ашер подсчитал, что Земля была создана ровно в 9 часов утра 26 октября 4004 г. до Рождества Христова. Но это подсчет никак не удовлетворял некоторых геологов, начинавших уже понимать, геологические процессы развиваются медленно и что должно произойти длительное время, чтобы эти процессы смогли воздвигнуть горы. То, что геологические изменения действительно произошли, отрицать уже было нельзя. Катастрофизм связывал большую часть этих изменений с серией ги7 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о гантских переворотов, вызванных сверхъестественными силами; между такими «катастрофами» геологические процессы возобновляли свое обычное действие, но производили только слабые изменения. Теория униформизма, напротив, делала упор на непрерывность геологических процессов. Геттон обнаружил геологические несогласия и сделал вывод, что осадочные толщи после своего накопления могли наклоняться и затем подвергаться эрозии в течение очень длительного времени, пока не начинался новый цикл осадконакопления. Геттону принадлежит формулировка принципа, утверждающего, что в прошлом действовали те же процессы, какие можно наблюдать сегодня (принцип актуализма). Идеи униформизма были развиты и разъяснены в работах Плейфера (1748-1819 г.) и Чальза Лайеля (1797-1875 гг.). Лайель показал, что действующие в современную эпоху процессы могли вызвать наблюдаемые геологические изменения, но для этого требовались длительные периоды времени. Первым, кто попытался реалистически установить внутреннее устройство Земли, был Бюффон. Он полагал, что для образования экваториального вздутия (под действием вращения) необходимо, чтобы земные недра находились в расплавленном состоянии, и в 1776 г. опубликовал теорию, согласно которой огненно-жидкая Земля образовалась в результате того, что какая-то комета столкнулась с Солнцем и выбила из него «клок» вещества. Бюффон считал, что при последующем развитии Земли более тугоплавкие материалы должны были затвердевать первыми, а из оставшихся летучих веществ образовались океаны; позднее отделились континенты, наконец, появился Человек. Естественно, что издавна внимание привлекали землетрясения. Среди объяснений, которые предлагались для них в античные времена, были движения внутренних вод, поддерживающих поверхность Земли, прорывы подземного огня, обрушение пещер. Начало современным представлениям положили Гук, установивший в 1705 г., что землетрясения связаны с движениями поверхности суши, и Маллет (1810-1881), обнаруживший в середине прошлого века, что при землетрясениях большая часть разрушений обусловлена не крупными подвижками самих массивов суши, а волнами, которые возникают при этих подвижках и расходятся во все стороны от своего источника. С большой проницательностью Маллет предположил, что, определяя время прибытия сейсмических волн, прошедших прямо через тело Земли, можно расширить наши знания о земных недрах. Он оказался прав: сейсмология стала теперь одним из важнейших методов изучения внутренних областей Земли. Землетрясения, извержения вулканов и в геологическом отношении недавние изменения уровня моря, о чем свидетельствует непрерывно увеличивающееся число данных, делают все определеннее тот факт, что Земля не только изменялась в прошлом, но и теперь остается динамической планетой. Объяснение процесса горообразования так и оставалось непонятным, т.к. не ясно было каким образом более легкие породы могли накопиться в одном месте, образовав мощные массивы. Эта проблема была решена только недавно, с появлением теории тектоники плит. Тектоника плит – это развитие более ранней идеи о дрейфе континентов, впервые выдвинутой в связной форме в 1910 году Альфредом Вегенером. Он заявил, что несколько сотен миллионов лет назад существовал единый суперматерик, который затем распался на отдельные части. Представления о континентальном дрейфе получило широкое признание только в 1950-е годы, с расцветом палеомагнетизма, когда были получены независимые доказательства движения материков. 8 I часть Гипотезы о происхождении Земли. ны ш 1.4. ев ск ог о Примерно в это же время стали разрабатываться методы изучения тех двух третей земной поверхности, которые скрыты под водой, изучения тем более необходимого, поскольку все понимали, что дно океанов совершенно не похоже на поверхность континентов. Это различие получили объяснение в теории тектоники плит, которая была сформулирована в конце 1960-х годов и в отличие от гипотезы дрейфа континентов охватывала всю поверхность земного шара. Эта теория утверждает, что поверхность Земли разделена на несколько крупных блоков, или плит, которые с хорошим приближением можно считать жесткими, так что все виды тектонической активности приурочены главным образом к границам плит, где можно наблюдать относительное движение плит. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер К настоящему времени выдвинуто немало гипотез о происхождении Земли. Все их можно объединить в две большие группы в зависимости от того, из какой материи предполагается образование Земли и других планет. Согласно первой группе гипотез (гипотезы горячего происхождения Земли), наша планета сформировалась из раскаленной газово-пылевой туманности (гипотеза Канта, Лапласа, Джинса и др.). Другая группа гипотез (гипотезы холодного происхождения Земли) утверждает, что все планеты, в том числе и Земля образовались из холодной газово-пылевой материи (гипотезы Уиппла, Ваицзеккера, Шмидта и Фесенкова). Кратко рассмотрим некоторые из этих гипотез. Гипотеза Канта. Кант начинает рассматривать мироздание с момента предельно разреженного существования материи (Хаоса), из которой впоследствии образовались Солнце, планеты и их спутники. Первоначально частицы Хаоса (мелкие твердые частицы) находились в состоянии покоя и были неоднородными. Состояние покоя по Канту продолжалось одно мгновение. Большие или более плотные частицы по закону всемирного тяготения начали притягивать к себе более мелкие или менее плотные частицы, в конце концов, в пространстве образовались многочисленные горячие громадные шары. Один из них образовал Солнце, другие увеличивались в размерах и образовали планеты. Гипотеза Лапласа. Согласно Лапласу, Солнце представляло собой вращающуюся газообразную туманность. Под действием притяжения туманность постепенно сгущалась и скорость ее вращения увеличивалась. Затем газообразное вещество было выброшено, образовало кольцо, подобное кольцу Сатурна, которое вращалось в экваториальной плоскости туманности, которая продолжала сжиматься, и материал кольца медленно собирался в единое скопление газообразного вещества, которое при дальнейшей конденсации и охлаждении образовало планету, в результате дальнейшего сжатия туманности и ее вращения выбрасывался новый материал, образовавший и остальные планеты. Гипотеза Джинса. По гипотезе Джинса, планеты образовались из горячего вещества, вырванного из Солнца вследствие сильного гравитационного воздействия со стороны звезды, некогда промчавшейся поблизости от него. Гипотеза Шмидта. Шмидт выдвинул предположение, согласно которому Земля и другие большие планеты образовались из гигантского облака космической пыли путем объединения множества холодных и твердых частиц вращающегося газопылевого облака, некогда окружавшего Солнце и прошедшего длительный закономерный процесс развития. 9 1.5. Основные астрономические и физические параметры Земли. ск ог о В вычислениях, относящихся к внутренним частям Земли, часто бывают необходимы астрономические физические параметры Земли. Астрономические константы: Полуоси земного эллипсоида (международно принятые величины): а= 6,378388 ∙ 108 см, с= 6,356912 ∙ 108 см. ны ш ев с 1 Эллиптичность (сжатие) =а – а = 297 = 0,00337. ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер Квандрант (четверть круга) меридиана = 10002,288 км. Квандрант (четверть круга) экватора = 10019,148 км. Ускорение свободного падения на уровне моря на широте φ (международно принятая) g = 978,049(1-0,0052884sin2φ – 0,0000059sin22φ) гал. Угловая скорость вращения Земли ω = 7,292115851 ∙ 10-5 радиан/сек. Продолжительность солнечных суток = 86400 сек. Продолжительность звездных суток = 86164,09 сек. Средний радиус орбиты = 1,4960∙108 км. Средняя скорость вращения по орбите = 29,8 км/сек. Среднее суточное движение вокруг Солнца = 1,72•10-3 радиан. Среднее расстояние Земли от Солнца = 149,5 ∙ 106 км ≈ 23,5 радиуса Земли. Отношение массы Солнца к массе Земли = 3,329∙105. Среднее расстояние от Земли до Луны = 384400 км. Отношение массы Земли к массе Луны = 81,303 Эксцентриситет земной орбиты = 0,01675. Звездный год = 365,256 (солнечных) суток = 3,1558 ∙ 107 сек. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн Физические параметры Земли (в системе СГС): Поверхность Земли = 5,101 ∙ 1018 см2. Объем Земли = 1,083 ∙ 1027 см3. Средняя плотность Земли = 5,52 г/см3 Масса Земли = 5,98 ∙1027 г = 3,00 ∙ 10-6 массы Солнца. Масса атмосферы = 5,1∙1021 г. Масса океанов = 1,4∙1024 г. Масса земной коры = 2,4∙1025 г. Масса мантии = 4,1∙1027 г. Масса ядра = 1,9∙1027 г. Полный геотерм. поток = 1,0∙1028 эрг/год = 63 эрг/(см2∙с) = 1,5 мккал/(см2∙с). Магнитный дипольный момент = 8,09∙1025 единиц СГС. Модуль всестороннего сжатия = (0,2-17)∙1011 дин/см2. Модуль сдвига = (0-8)∙1011 дин/см2. 1.6. Фигура и вращение Земли, геоид. Форма Земли интересовала ученых с древнейших времен, и представление о ней эволюционировало вместе с развитием взглядов человечества на пространство. Первые представления базировались на чувственном восприятии Земли; С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о считалось, что она плоская, дискообразная, окружена мифической рекой Океан. В дальнейшем, в VI веке до н. э. были высказаны предположения о шарообразности Земли, а спустя три века Архимед ввел понятие о сфероиде — поверхности, близкой по форме к сфере. В конце III — начале II в. до н. э. Эратосфен, который впервые вычислил разность географических широт Асуана и Александрии, определил размеры Земли, учитывая ее шарообразность. Зная расстояние между указанными пунктами, он рассчитал, что радиус земного шара равен 6 311 000 м. Вплоть до XVII в. господствовало представление о Земле как о шаре с таким радиусом. С появлением более совершенных технических средств и методов триангуляционных работ начали проводиться уточнения размеров и формы Земли. Так, в 1669—1670 гг. французский астроном Пикар по измерениям длины дуги меридиана в 1°22’55” вычислил, что радиус Земли составляет 6 371 692 м. Данные Пикара и работа Коперника (1543 г.) послужили основой для разработки Ньютоном в 1687 г. теории фигуры Земли. Рассматривая суточное вращение Земли, Ньютон заключает, что «…фигура планеты при не очень быстром вращении должна принять форму эллипсоида вращения». Земной эллипсоид вращения отличается от шара тем, что он сплюснут у полюсов, меридианы его представляют собой эллипсы, полярная и экваториальная полуоси имеют различную длину. Это означает, что кривизна дуги меридиана у полюсов меньше, чем у экватора. Эллипсоид вращения характеризуется большой экваториальной (аэ) и малой полярной (bп) полуосями, а также полярным сжатием α. В дальнейшем будет показано, что плотность всех геосфер по вертикали не остается постоянной, она неодинакова и в разных точках на одной и той же глубине (высоте). Неравномерное распределение суши и моря на земном шаре усиливает неравномерность пространственного распределения плотности Земли. Все это свидетельствует о том, что на величину α влияют не только скорость осевого вращения Земли и ее размеры, но и характер внутреннего строения планеты (степень ее однородности). На протяжении XVIII—XIX вв. и первых десятилетий XX в. ученые различных стран проводили обширные работы по градусным измерениям на земной поверхности. В результате работ русских геофизиков Ф. Ф. Шуберта, В. Ф. Струве, советских ученых Ф.Н. Красовского, А. А. Изотова, А. Я. Орлова и некоторых других было установлено, что Земля не является ни шаром, ни двухосным эллипсоидом вращения, а больше всего по форме приближается к трехосному эллипсоиду вращения. Этот эллипсоид отличается от обычного тем, что у него не только меридианы, но и экватор является эллипсом. Данные искусственных спутников земли и наземные измерения показывают также, что Южное полушарие Земли более сжато, чем Северное. При этом земной трехосный эллипсоид по форме ближе подходит к сердцевидной фигуре — кардиоиду — с осевой впадиной на Южном полюсе и выпуклостью на Северном. Форма Земли не остается постоянной. Она изменяется под влиянием внешних и внутренних факторов. Основными из них являются изменения геометрических размеров, массы и скорости вращения Земли, а также внутреннего ее строения. Точная оценка вклада каждого из этих факторов в изменение формы Земли представляет собой очень сложную проблему. Однако направленность изменения полярного сжатия может быть оценена уже сейчас. Под влиянием приливного торможения Земли в системах Земля—Луна и 11 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Земля—Солнце полярное сжатие земного сфероида α убывает. На это, так называемое вековое, уменьшение α накладываются пульсационные колебания, обусловленные неустойчивостью внутренних слоев нашей планеты. Характерно, что скорость изменения α в Северном и Южном полушариях неодинакова: в ходе векового уменьшения α Северное полушарие опережает Южное. Причиной этого является асимметричность сил вращения Земли, возникающая вследствие несимметричности Северного и Южного полушарий. Несимметричность полушарий выражается в том, что в Северном полушарии преобладание океанов над материками, по площади, выражается в значительно меньшей степени, чем в Южном: на Южном полюсе находится материк, на Северном — океан. Также различны геологическая история и состав вещества верхних слоев твердого тела Земли обоих полушарий. Указанная несимметричность тормозит сжатие Северного полушария и ускоряет сжатие Южного. Поэтому общее объемное сжатие Южного полушария, по данным советского ученого Г. Н. Каттерфельда (1962 г.), происходит быстрее, чем Северного, причем полярное сжатие Южного полушария растет по сравнению со сжатием Северного, в результате возникает полярная асимметрия формы Земли. Галактика вращается вокруг своей оси с неодинаковой угловой скоростью в различных точках системы: скорость возрастает по мере удаления от ядра системы к ее периферии. Полный оборот на расстоянии от Солнца до ядра Галактика совершает как минимум за 180 млн. лет, вращаясь со скоростью около 25•104 м/с. В этих движениях вместе с Солнцем участвует Земля как составная часть Солнечной системы. Одновременно с этим Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите с запада на восток (орбитальное движение). Наиболее близкая к Солнцу точка земной орбиты называется перигелием, наиболее удаленная – афелием. Полный оборот вокруг Солнца наша планета совершает за 365 сут 5 ч 48 мин 46 с. Характерно, что на отдельных участках орбиты движение Земли происходит быстрее, чем на других. Наибольших значений скорость орбитального движения достигает в перигелии, наименьших - в афелии (что естественно из законов гравитации). Наряду с орбитальным движением Земля постоянно совершает вращательное движение вокруг своей оси. Такое вращение происходит так же с запада на восток, полный оборот вокруг своей оси планета совершает за одни сутки (23 ч 56 мин 4 с) с угловой скоростью около 7,292116•10-5 с-1 или со средней линейной скоростью 465 м/с. Если бы весь земной шар был покрыт неглубоким морем, то форма поверхности Земли полностью определялась бы гидростатическим равновесием воды под действием силы тяжести и сил, возникающих из-за вращения Земли. Получающаяся при этом эквипотенциальная поверхность (поверхность, во всех точках которой гравитационный потенциал постоянен) носит название геоида. Под такой поверхностью понимается уровенная поверхность, совпадающая со средним уровнем Мирового океана и мысленно продолженная под материки. Поверхность геоида всюду перпендикулярна к направлению силы тяжести. Рельеф поверхности материков (горные хребты, котловины и т. д.), как и сами материки, создает заметное отклонение реальной земной поверхности от геоида. Не в меньшей мере этому способствует неравномерное распределение твердых масс в теле Земли. В итоге форма геоида отличается от эллипсоида вращения, обычно принимаемого в геофизике за истинную форму Земли. Поверхность геоида достаточно сложная и обычно всюду выпуклая в соответствии с выпуклостью поверхности Мирового океaна. Она редко выступает над поверхностью сфероида. Так, на экваторе отклонения геоида от сфероида 12 обычно составляют не более ±100 м и лишь в отдельных случаях +125 и -140 м. Действительная поверхность Земли имеет весьма неправильную форму. Поэтому в последнее время делаются попытки определить размеры общего земного эллипсоида, т. е. такого, центр которого совпадает с центром инерции Земли, ось – с осью вращения, и сумма квадратов отклонений точек поверхности от геоида минимальна. В этом смысле важнейшая роль принадлежит многоплановым измерениям с помощью искусственных спутников Земли. Возраст Земли и методы его определения. ск ог о 1.7. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев Известно несколько методов определения возраста горных пород. Все их многообразие можно объединить в две группы. Первая включает методы определения относительного возраста, вторая – абсолютного (абсолютное летоисчисление). Методы определения относительного возраста горных пород являются приближенными. Они первыми вошли в геологическую практику и фиксируют лишь последовательность образования пород, т.е. то, какие из них образовались раньше, а какие позже. Этими методами не определяют длительность образования пород в абсолютных единицах времени (год, тысячелетие, миллионы лет). К числу таких методов относятся стратиграфический, палеонтологический и петрографический. Стратиграфический метод является наиболее простым и основан на изучении расположения слоев горных пород в толще земной коры. Осадки накапливаются слоями, и поэтому нижний слой является более древним, чем слои, залегающие над ними Палеонтологический метод основан на изучении органических остатков, встречающихся в виде окаменелостей в осадочных горных породах. В слоях осадочных пород различного возраста встречаются остатки животного и растительного мира различных периодов развития Земли. Петрографический метод основан на результатах сопоставления минерального состава, облика пород и условий их образования. Методы определения абсолютного возраста горных пород основаны на изучении продуктов распада радиоактивных элементов горных пород. Наиболее часто используют свинцово-урано-ториевый, стронциевый, калийаргоновый, радиоуглеродный и некоторые другие изотопные методы, позволяющие расчетным путем определять возраст горных пород в определенном интервале времени. С помощью этих методов установлен возраст Земли, земной коры и отдельных ее участков. Оказалось, что возраст Земли составляет около 4,55 ± 0,55 млрд. лет. Среди основных методов также выделяются: денудационный метод – основан на зависимости растворимых компонентов в океане и на зависимости общего объема осадочных пород на Земле от скорости их образования; метод расчёта возраста по оценке солнечной энергии – в данном методе предполагается то, что интенсивность солнечного излучения не претерпевало больших изменений в течение геологического периода времени и равна постоянной и современной. И соответственно можно будет определить верхний предел времени этого излучения, который будет связан так же с верхним пределом жизни Земли. 13 РАЗДЕЛ 2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ. 2.1. Основные элементы внутреннего строения Земли, границы Мохо и Гутенберга. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Согласно данным, полученным сейсмологией, Земля делится на три основные области (Рисунок 1): ► земную кору, ► мантию, ► ядро. Кора отделяется от мантии резкой сейсмической границей, на которой свойства среды скачкообразно изменяются, то есть возрастают скорости продольных волн VP (продольные (Р-волны) - волны, которые смещают частицы среды вдоль направления распространения волны) и поперечных волн VS (поперечные (S-волны) – волны, смещающие частицы под прямым углом к направлению распространения волны) и плотность ρ. Эта граница была открыта югославским сейсмологом Мохоровичичем.. Соответственно границу между корой и оболочкой называют границей Мохо. Сейсмическая граница на глубине 2898 км между мантией и ядром Земли была открыта немецким сейсмологом Гутенбергом. Граница “мантия – ядро” является наиболее резкой границей раздела в недрах Земли. Она сильно отражает объемные и S – волны и сильно преломляет Р – волны (Рисунок 2). На этой границе скорость Р – волн скачком падает от значения 13,6 км/сек в оболочке до значения 8,1 км/сек в ядре, скорости поперечных волн уменьшаются от 7,3 км/сек до 0 км/сек; плотность наоборот, возрастает от 5,5 до 10 г/см3 . Тот факт, что земное ядро не пропускает через себя поперечные волны, скорость которых в нем равна нулю, означает, что модуль сдвига ядра также равен нулю. Следовательно, земное ядро является жидким. В соответствии с данными сейсмологии земные недра разделяют на 8 характерных зон, обозначаемые заглавными буквами латинского алфавита (Рисунок 1). Зона А (0-33 км) – земная кора; зона В (50-350 км) – подкоровая зона, слой пониженных скоростей; зона С (400-1000 км) – переходный слой, зона быстрого возрастания скоростей Р и S волн; зона D – разделяется на зону D’ (1000-2700 км) – зона нормального возрастания скоростей за счет давления выше лежащих слоев, и зону D’’ (2700-2900 км) – узкая граничная зона мантии с ядром, характеризуется постоянством скоростей Р и S волн; зона Е (2900-4980) – жидкое внешнее ядро, зона F (4980-5120 км) – переходная зона ядра, зона G (5120-6471) – твердое внутреннее ядро Земли. Особенности распределения сейсмических волн объясняются следующим образом. При переходе от земной коры к мантии скорости возрастают скачком В подкоровой зоне расположен слой пониженных скоростей, что связано с близостью температуры недр в этом слое с температурой плавления. В зоне С скорость быстро растет из-за фазовых переходов минералов в более плотные и жесткие модификации, затем следует однородный слой D’ , где скорости растут лишь за счет сжатия от давления вышележащих слоев. Падение скорости Р-волн при переходе из мантии в ядро связано с тем, что ядро жидкое, хотя и состоит из более плотного вещества. Земное ядро состоит в основном из железа и небольшой примеси легких элементов. Возможно, земное ядро содержит в виде примеси серу и кремний. Во внешнем ядре возрастание скорости Р-волн происходит плавно и обусловлено ростом давления к центру Земли. В зоне F скорость Р-волн возрастает, это возрастание обусловлено переходом вещества из расплавленного состояния в твердое, кристаллическое состояние. 14 Ʉɨɪɚ ɢɧɟɧɬ Ʉɨɧɬ-40 ɤɦ Ɉɤɟɚ ɧ 6ɤɦ 30 Ⱥ Ƚɪɚɧɢɰɚ ,,Ɇɨɯɨ” 0 B ск ог о 400 ɤɦ ɋ ны ш ев 1000 ɤɦ .Г .Ч ер D 2900 ɤɦ им ен и Н Ƚɪɚɧɢɰɚ ,,Ƚɭɬɟɧɛɟɪɝɚ” ит е т E 4980 ɤɦ 5120 ɤɦ рс ы й ун G ив е F ȼɧɭɬɪɟɧɧɟɟ ɹɞɪɨ нн 6370 ɤɦ ст ар уд 12 С ар ат ов ск ий го с ɋɤɨɪɨɫɬɶ ɫɟɣɫɦɢɱɟɫɤɢɯ ɜɨɥɧ, ɤɦ/ɫɟɤ ве Рис. 1 Слои внутри Земли 8 4 əɞɪɨ Ɉɛɨɥɨɱɤɚ Ʉɨɪɚ ȼɧɟɲɧɟɟ ȼɧɭɬ 0 2000 Ƚɥɭɛɢɧɚ, ɤɦ 4000 6000 ɐɟɧɬɪ Ɂɟɦɥɢ Рисунок 2 . Изменение скорости сейсмических волн с глубиной 15 ФИЗИКА ЗЕМЛИ т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о 2.2. Земная кора и ее химический состав. Земная кора - верхний слой жесткой оболочки Земли. Разделяется с подстилающей её мантией границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастает от 8 до 8,2 км/с. Земная кора состоит из вещества, выделившегося из мантии. Верхняя ее граница совпадает с поверхностью материков и океанического дна; она неровная, различие ее отметок достигает примерно 20 км. Поверхность Мохо практически зеркально повторяет земную поверхность. Амплитуда колебания отметок нижней границы больше, чем верхней и достигает 70 км. Мощность земной коры под материками достигает 70-75 км, в среднем составляет 33-35 км, под океанами уменьшается до 5-8 км. Ее строение слоистое, но не одинаковое под материками и океанами. Все эти различия послужили поводом для выделения двух типов земной коры (по Б. Гутенбергу): континентального и океанического. Среднее содержание химических элементов в земной коре или кларк измеряют в процентах по массе. В земной коре преобладает О2, далее по распространенности следуют Si и Al. Эти три элемента составляют более 80 % массы земной коры. Из-за преобладания в сумме Si и Al в земной коре ее называют оболочкой «сиаль». В материковой коре больше содержание оксидов Si, Na, K, P. В коре океанов больше содержание оксидов Al, Ca, Mg, Fe, Ti, Mn. В целом, в химическом отношении континентальная кора представляет собой смесь гранитов и базальтов, океаническая - смесь базальтов с богатыми оливином ультраосновными породами. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е 2.3. Мантия и ее строение по данным сейсмологии. В настоящее время в результате применения различных методов исследования была выяснена детальная структура верхней мантии Земли. Граница наружной зоны литосферы расположена на глубине 70 км. Литосфера включает в себя как земную кору, так и верха мантии. Жесткая литосферная плита расколота на 10 больших плит. Под жесткой литосферой на глубине от 70 до 250 км расположен слой повышенной текучести – астеносфера. Из-за малой вязкости астеносферы жесткие наружные плиты находятся в изостатическом равновесии (см. раздел 5.2.). Именно в астеносфере образуются базальтовые магмы, которые затем по вулканическим каналам изливаются на поверхность. Границы астеносферы совпадают со слоем пониженных скоростей сейсмических волн в верхней мантии. Это объясняется высокой температурой и вязкостью мантийного вещества. Начиная с глубины приблизительно 250 км скорости сейсмических волн начинают расти. Это показывает, что на глубине 250-400 км влияние давления преобладает над влиянием температуры. На глубинах около 400 км нарастание скорости аномально велико из-за переходов оливинов в шпинелевую модификацию. На глубинах 400-650 км скорости сейсмических волн снова плавно возрастают под влиянием роста давления вышележащих слоев. На глубинах 650-700 км наблюдается второй всплеск скоростей. В настоящее время причина этого явления не установлена. Начиная с глубин 700 км и вплоть до границы с ядром Земли скорости плавно нарастают под влиянием давления вышележащих слоев. 2.4. Минералогический состав мантии. На основании данных лабораторных экспериментов можно заключить, что пироксеновая компонента мантии на глубинах, меньших 70 км, кристаллизуется в виде ортопироксенов. Дальше, в интервале глубин 70—500 км ортопироксены сосуществуют с гранатами, причем концентрация граната систематически нарастает, достигая 100% на глубине 500 км. Структура граната устойчива в интервале 16 I часть ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о глубин 500—640 км; смена структуры граната структурой ильменита происходит на глубинах 660—740 км, а глубже 760 км структура ильменита сменяется структурой перовскита. В пиролитовом (пиролит – вещество, из которого состоит верхняя мантия) составе мантии основным минералом является оливин, доля которого составляет ~60 весовых процентов. Поэтому совершенно естественно, что переход α (оливиновая зона) → β (шпинелевая фаза) или α → γ (фаза модифицированной шпинели) должен быть ответственен за аномальный рост скорости на глубинах 400—430 км. В моделях Земли типа РЕМ (о моделях типа РЕМ см. в разделе 4), первый фазовых переход в оболочке Земли приурочен к глубине 420 км. Если предположить, что градиент температуры в зоне 430 – 630 км равен ~ 2 ºС/км, то область β-фазы простирается до глубины ~ 600 км, где завершается переход β → γ (шпинель). Оценить ширину переходной зоны трудно; видимо, она порядка десятков километров. Область шпинелевой модификации занимает интервал 600 - (650 - 670) км (в моделях типа РЕМ второй фазовый переход помещен на глубине 670 км, где все физические параметры [ρ, νs, νp] возрастают скачком). Если градиент температуры в зоне 430—600 км в два раза меньше (~ 1 град/км), то переход β → γ завершается на глубине порядка 570 км. Глубже 670—700 км все минералы находятся в постшпинелевых модификациях. Было сделано предположение о молекулярном отношении Fe/(Fe+Mg) ~ 0,11 в соответствии с гипотезой пиролитового состава мантии Земли. В самое последнее время вопрос о послешпинелевом переходе был решен в пользу следующей реакции: γMg2Si04 → MgSi03 (структура перовскита) + MgO (2.1) Этот переход должен происходить на глубинах ~ 650 - 670 км и сопровождаться возрастанием координационного числа кремния с четырех до шести. Все изложенное показывает, что физической причиной границы на глубине 420 км является фазовый переход оливинов в β-фазу (шпинель), а граница на глубине 670 км обусловлена фазовыми переходами, при которых координационное число кремния становится равным шести. Лиу указал также, что можно ожидать третьей границы в средней мантии на глубинах 750—770 км из-за фазового перехода ильменита в перовскит. В мантии Земли выделяются следующие минералогические зоны (по данным Л. Лиу): ► 70 - 420 км (верхняя мантия) - оливиновая зона (зона В); ► 420 - 670 км (переходная зона) - шпинелевая зона и зона перовскита и ильменита (зона С); ► 1000 - 2800 км (нижняя мантия) – перовскитовая зона (зона D); Важный вопрос о постоянстве химического состава нижней мантии находится в состоянии изучения. Здесь конкурируют два мнения. Согласно одному химический состав нижней мантии тот же, что и верхней мантии. Согласно другому мнению величина отношения Fe/Mg в нижней мантии несколько больше, чем в верхней. С 2.5. Земное ядро и его происхождение. Ядро - внутренняя геосфера диаметром 3470 км, расположенная на средней глубине около 2900 км; разделяется на внутреннее ядро и внешнее ядро. Внутреннее ядро, имеет радиус 1225 км, твердое и обладает большой плотностью ~ 12,5 г/см3. Внешнее ядро жидкое, мощностью около 2200 км, его плотность ~10 г/см3. На границе ядра и мантии отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности. В мантии она снижается до 5,5 г/см3. Слой, 17 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о находящийся в непосредственном соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре значительно превышают температуры мантии. Местами, данный слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли сквозь мантию тепломассопотоки, называемые плюмами. Они могут проявляться на планете в виде крупных вулканических областей, как, например, на Гавайских островах, в Исландии и других регионах. Внешнее ядро 3емли не пропускает поперечных сейсмических волн, его плотность больше, чем плотность мантии; единый взгляд на состав и состояние ядра 3емли отсутствует. Существует несколько концепций происхождения земного ядра. Согласно первой концепции, ядро Земли состоит преимущественно из металлического железа, которое стекало в центральные части Земли под действием силы тяжести. В первом варианте этой концепции разделение вещества ядра и мантии произошло во время предполагаемой стадии общего расплавления Земли, причем процесс разделения шел достаточно быстро и был практически завершен. Второй вариант не признает стадии общего расплавления Земли и предполагает, что произошло медленное опускание металлического железа через высоко вязкую среду первичной планеты, причем процесс может быть незавершенным, и рост ядра за счет продолжающегося очищения мантии от тяжелой компоненты может продолжаться до нашего времени. Вторая концепция образования ядра основывается на представлении о том, что железные частицы должны слипаться первыми, затем аккумулировались каменные частицы, создавшие мантию Земли. Согласно третьей концепции образование земного ядра произошло на некоторой стадии роста планеты из первичного облака. Когда масса растущей планеты и, следовательно, и давление в ее центральных частях достигли критического значения, начался лавинный процесс металлизации центральных частей планеты. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й 2.6. Проблемы, связанные с ядром. Нам уже известно, что ядро обладает значительно большей плотностью, чем Земля в целом, и что оно состоит из двух частей: твердого внутреннего ядра, окруженного жидким внешним. В соответствии с этим возникает ряд вопросов. Прежде всего, полезно определить состав внутреннего и внешнего ядра и, таким образом, установить, почему внутреннее ядро является твердым, несмотря на его, предположительно более высокую температуру по сравнению с внешним ядром. Состав внутреннего и внешнего ядра в любой модели должен быть таким, чтобы: 1) он (состав) согласовался с известными значениями плотности и геохимическими законами; 2) распределение температур позволяло внутреннему ядру быть твердым, а внешнему – жидким; 3) имелся источник энергии, достаточной для генерации магнитного поля. Наиболее простая модель Джейкобса показывает химически однородное ядро, состоящее из вещества, температура плавления которого возрастает с глубиной вследствие повышения давления быстрее, чем действительная температура. Предполагалось, что кривая температуры плавления в ядре круче температурного градиента, жидкое состояние там должно сменится на твердое; это и определит границу между внешним и внутренним ядром. Данное объяснение не вызывало сомнений вплоть до 1971 года, когда было высказано предположение, что температурный градиент в ядре должен быть по меньшей мере адиабатическим: иначе не будет поддерживаться конвекция, необходимая для возбуждения магнитного поля. 18 I часть ск ог о Более вероятно предположение, что внутреннее и внешнее ядро имеют, повидимому, различный химический состав и тем самым разные температуры плавления. Если внутреннее ядро твердое потому, что оно имеет более высокую температуру плавления, то адиабатический температурный градиент требуется только в жидком внешнем ядре. Позднее будет высказано предположение, сделанное на основании данных о плотности, что внутреннее ядро содержит значительное количество никеля, тогда как во внешнем ядре железо растворено серой, и это сильно понижает точку плавления. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев 2.7. Состояние и эволюция ядра. В настоящее время достигнуто согласие в вопросе о том, что значительная часть ядра образовалась на ранней стадии истории Земли. Первоначально ядро представляло собой, вероятно, полностью расплавленную смесь, состоящую главным образом из железа, никеля и серы. Если Земля имеет содержание никеля около 1% и серы около 8%, то в ядре в результате активного разделения элементов при его образовании, должно быть около 3% никеля и 24% серы. Но, по данным Аренса, в ядре содержится только 9-12% серы, т.е. половина той доли, которая должна быть в Земле. Остальное находится в коре и мантии или было потеряно во время аккреции. Поэтому вероятный валовый состав ядра при его образовании был следующим: 86% железа, 11% серы и 3% никеля. Если земное ядро начало свое существование в виде расплавленной смеси Fe-Ni-S, то его температура должна была превышать 40000С. Однако вследствие непрерывной потери энергии оно остывало, чему способствовала главным образом теплопроводность мантии. На некоторой стадии процесса охлаждение должно было оказаться эффективнее, чем процесс нагревания внутренними источниками тепла, т.к. началось образование внутреннего ядра путем кристаллизации железоникелевого сплава. Относительно того, происходит ли и теперь существенное остывание ядра «что означало бы продолжающийся рост внутреннего ядра и существование гравитационной конвекции» или же внутреннее ядро имеет уже почти стабильные размеры, а во внешнем ядре преобладает тепловая конвекция, питаемая энергией радиоактивности, мнения расходятся. Внутренне ядро составляет в настоящее время 1,7% массы Земли, и если оно содержит около 20% никеля, то в современном составе внешнего ядра оказывается около 86% железа, 12% серы и 2% никеля. Хотя этот состав, включающий 33% FeS, близок к эвтектике [т.е. особому расплаву, состоящему из двух или нескольких компонентов, кристаллизующийся при самой низкой температуре из всех возможных для различных смесей этих веществ при одновременном выделении и всех компонентов] (в которой должно быть около 48% FeS), до его превращения в настоящую эвтектику может идти дальнейшая кристаллизация, а температура у границы ядра с мантией все еще, вероятно, значительно выше температуры эвтектики (самая близкая оценка для 33% FeS у границы ядра и мантии составляет около 32000С). Это означает, что можно предвидеть дальнейший рост внутреннего ядра, пока его масса не достигнет 10% массы Земли (около трети массы ядра). На этой стадии внутреннее ядро будет состоять в основном из почти чистого железа и включать весь имеющийся никель, а во внешнем ядре останется настоящая эвтектическая смесь, которая, остыв до температуры 18000С, будет кристаллизоваться, в результате чего ядро полностью перейдет в твердое состояние. 19 РАЗДЕЛ 3. КОНЦЕПЦИИ РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ. им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о 3.1. Идея расширяющейся Земли. В 60-е годы в нашей стране развивалась гипотеза расширяющейся Земли (И.В. Кириллов, В.В. Нейман). В основе их рассуждений лежал эффект футбольной камеры. Если взять последнюю и слегка подкачать, а потом намазать глиной, которой дать высохнуть и дальше опыт вести с подкачкой камеры – она раздувается (т.е. модель старой земной коры), глина растрескивается на различные фрагменты (материки), которые все более удаляются друг от друга по мере подкачки камеры. И.В. Кириллов делал выкройки материков с обыкновенного школьного глобуса, а затем переносил их на глобус меньшего размера. Так он пытался доказать хорошую компонуемость континентов, которые на ранних этапах эволюции Земли составляли единый суперматерик. По данным У.Кери и Х.Оуэна (1979), слой земной коры за последние 200 млн. лет увеличил свой объем на 20 %. Французский ученый К. ле Пимон (1974 г.) пришел к заключению, что литосферные плиты в своем движении по расширяющейся планете должны обязательно испытывать и вращательные подвижки вокруг некоторых центров. Им указывались такие центры: Южно-Тихоокеанский, Атлантический, Индийский и др. В идее расширяющейся Земли слабым звеном является сам механизм расширения. На этот вопрос – за счет чего расширяется наша планета - однозначного ответа нет. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т 3.2. Идея пульсации Земли. Планетарные пульсации, по Е.Е. Милановскому, имеют место в процессе длительного глобального процесса расширения Земли. Допускается существование в структуре литосферы двух типов линейных и тектонически очень активных полосовидных структур: геосинклиналей и рифтов. По Милановскому, на ранних стадиях развития Земли – 3-2 млрд. лет назад – в результате ее расширения произошло первичное дробление литосферы. Образовалась сеть подвижных линейных структур: геосинклиналей и рифтов. Существовали относительно стабильные массивы (материки). В дальнейшем Земля периодически пульсировала. Эпохи глобального сжатия сменялись эпохами глобального расширения. В эпохи сжатия сокращалась ширина геосинклиналей, в верхних частях коры формировались складки, надвиги. В глубоких слоях и в верхней мантии наблюдались поддвиги литосферных плит, «засасывание» их краевых участков и т. д. В эпохи расширения развиваются рифты. Особенно активно протекает процесс активизации рифтовых поясов океанов. В геосинклиналях эффект расширения значительно менее заметен. В эпохи сжатия отмечаются регрессии морских и океанических бассейнов, в эпохи расширения наоборот, трансгрессии моря. Механизм, регулирующий пульсацию – периодические поступления потока тепловой энергии из глубинных зон – от границы мантия – ядро. 3.3. Неоконтракционная концепция. В наше время возрождаются идеи контракционных воззрений Э.Зюсса, Эли де Бомона и др. Ученый В.В. Орленок (1985 г.) сформулировал концепцию, в основе которой лежат представления об уплотнении земного протовещества в процессе развития нашей планеты. Прогрессирующее уплотнение вещества Земли обусловлено потерей ею летучих и газообразных веществ: паров воды, углекислого газа, гелия, хлора, азота, аргона и др. Переход железа и других металлов в ядро (во внутренние 20 ев ск ог о геосферы) за счет центробежных сил при вращении, образование ядра массой до 31% от массы Земли (и плотностью 7,5г/см3) в совокупности с дегазацией ее недр и диссипацией летучих в околопланетном пространстве – все эти факторы и привели к потере 4,21 % массы Земли. Это сопровождалось охлаждением Земли. Радиус планеты сократился на 630 км. Основным выводом из изложенного механизма уплотнения Земли и ее охлаждения является закономерный процесс – проседание литосферы (ее В.В. Орленок называет перисферой). Около 90% поверхности Земли имеет равнинный рельеф и только 10% - горы и глубоководные желоба. Горные системы являются ступенями между относительно пониженными (просевшими) областями земной коры. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш 3.4. Гипотеза геокристалла. Еще Пифагор и Платон отождествляли Землю с додекаэдром (12-гранником). Эли де Бомон (1829 г.) различал в Земле геометрию додекаэдра и икосаэдра (20-гранника). С.И. Кислицин (1928г.) писал, что Земля имеет многогранное строение, совмещающая черты додекаэдра и икосаэдра. Он выявил на территории нашей страны 12 алмазных центров. Н.Ф. Гончаров, В.А. Макаров, В.С. Морозов (1969 г.), анализируя пространственное размещение очагов древних культур и цивилизаций, обратили внимание на их геометрическую упорядоченность. Соединив линиями очаги цивилизаций и географические полюса, они получили 20 правильных треугольников. Соединение их центров дало 12 правильных пятиугольников. Образовалась система из додекаэдра и икосаэдра, условно вписанных в земной шар и спроецированных на его поверхность. Исходной точкой служит узел 1 – египетские пирамиды в Гизе. В “узлах” полученной системы очаги древних цивилизаций: 2 – трипольская культура под Киевом; 3 – великая Обская культура; 4 – культура Северной Монголии;….; 12 – Мохенджоно-Даро. Объясняя икосаэдро-додекаэдрическую структуру Земли (ИДСЗ), ученые пришли к заключению, что указанную закономерную структуру порождают энергетические потоки, возбуждаемые ростом внутреннего ядра Земли, имеющего форму додекаэдра. Внутреннее кристаллическое ядро Земли рассматривается как растущий додекаэдр, где все грани находятся в равных условиях, поскольку внутреннее ядро расположено в самом центре земного шара. К центру каждой грани направлен нисходящий гравитационный поток земного вещества. От вершин граней, где концентрация вещества меньше, во внешнее ядро и далее в мантию восходят потоки облегченного материала. На границе внешнего ядра с мантией вещество частично дифференцируется, после чего облегченная его часть становится восходящей ветвью конвективного потока. Вертикальные потоки вещества Земли (всех ее геосфер) как бы нанизаны на единые радиусы, идущие от центра – внутреннего ядра. На поверхности Земли они создают узлы – их 20 (вершины икосаэдра). Нисходящие потоки образуют 12 районов (вершины додекаэдра). Общее число конвективных ячеек насчитывается 60, и их строение имеет по глубине сложный, многоступенчатый характер. Зонами восходящих потоков вещества литосфера как бы стягивается в 12 литосферных плит, т.е. земная кора и поверхность Земли тоже стремится приобрести симметрию додекаэдра. Н.Ф. Гончаров, В.А. Макаров и В.С. Морозов утверждают, что до протерозоя (2 млрд.лет назад) линейных структур на Земле не было – значит не было и геоме21 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ст Гипотеза “горячих” точек. ар 3.5. ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о тризации. В протерозое начался рост внутреннего ядра, которое приобрело форму тетраэдра. Соответственно литосфера делилась на 4 плиты. В палеозое ядро приобрело форму куба, а литосфера делилась уже на 6 плит. В мезозое форма ядра трансформировалась до октаэдра, в литосфере оформилось 8 плит. Наконец, в кайнозое внутреннее ядро имеет форму додекаэдра, а в литосфере выделяется 12 плит. Из рассматриваемой концепции следуют геологические, геофизические, климатические и биологические заключения. Г е о л о г и ч е с к и е. В 20-ти гранник вписываются все древние платформы (сформировавшиеся 1,7 – 1,6 млрд. лет назад). Разделяющие их геосинклинальные пояса совпадают с ребрами 20-ти гранника. Срединно-океанические хребты, многие глубинные разломы тянутся вдоль или параллельно ребрам системы. К этим же ребрам приурочена вулканическая и сейсмическая активность планеты. А также по ребрам и узлам ИДСЗ концентрируются месторождения полезных ископаемых. При этом у ребер и вершин додекаэдра сосредоточены месторождения нефти, урана, алмазов. Г е о ф и з и ч е с к и е. Узлы системы ИДСЗ – это места аномальных значений естественных физических полей Земли (к примеру, аномалии магнитных полей). К л и м а т и ч е с к и е. Мировые центры максимального и минимального атмосферного давления также приурочены, по мнению авторов гипотезы, к узлам ИДЗС. С ними же совпадают постоянные районы зарождения ураганов: Багамские острова, Аравийское море, архипелаги Туамоту, Таити и др. Многие океанические течения направлены вдоль ребер, а их завихрения совпадают с узлами системы (и с центрами атмосферного давления). Б и о л о г и ч е с к и е. С ребрами системы авторы связывают миграцию некоторых видов рыб (тунцов, угрей и др.), птиц, насекомых и т.д. В отдельных узлах (озеро Байкал, Галапагосские острова) существуют эндемические (эндемия – постоянное существование на какой-либо территории) формы растений и животных. В узлах ИДСЗ находятся не только очаги древних цивилизаций, но и места обитания предков человека. С геометрией треугольников и пятиугольников авторы связывают и расселение древних людей. С ар ат ов ск ий го с уд Канадский исследователь Дж. Вильсон (1963 год), обобщая наблюдения за вулканическими хребтами Гавайских островов, высказал предположение, что в низах мантии имеется фиксированный “горячий объект”. При прохождении океанической литосферной плиты над ним последняя словно “прожигается” под его действием насквозь с образованием вулканических центров. Дж. Вильсон выделил до 122 горячих точек на Земле, которые в течение 10 млн. лет были магматически активными. Для объяснения механизма “горячих точек” американец Дж. Морган предложил гипотезу мантийных струй, поднимающихся из нижней мантии. Эти струи (плюмы), в представлении ученого, - колонны горячего материала, всплывающего из низов мантии. Доходя до литосферы, они вначале локально приподнимают ее, а затем проплавляют. В подошве литосферы мантийная струя рассеивается, не образуя нисходящего потока. Большинство “горячих точек” располагается в Тихом и Атлантическом океанах. Геологи Л.П. Зоненшайн и Л.А. Савостин (1978 г.) высказали идею, что “горячие точки” возникают при выделении тепла, вызванном трением литосферных плит. В мантии вещество движется вертикально, а в литосфере переходит на горизонтальные потоки. Здесь за счет вязкого трения должно выделятся дополни22 I часть Геодинамическая гипотеза Е. В. Артюшкова. ев 3.6. ск ог о тельное количество тепла. По оценке Л.П. Зоненшайна и Л.А. Савостина дополнительный тепловой поток составляет 80 – 150 % от “фонового” теплового потока. При этом справедливо говорить не о горячих точках, а о некоторых горячих областях (протяженностью в тысячи км). Располагаются такие области, по расчетам ученых, посредине между восходящими и нисходящими потоками конвективной ячейки. Как следует из изложенного, несмотря на дискуссионность гипотеза Л.П. Зоненшайна и Л.А. Савостина увязывает идею горячих точек с конвективным движением вещества мантии, что развивает концепцию тектоники плит. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш В пограничном слое мантия – ядро происходит частичное расплавление мантийного материала. Тяжелая часть расплава переходит в ядро, а легкая стремится “всплыть” наверх. Автор гипотезы предполагает существование сети подводящих каналов, пронизывающих всю мантию Земли. На ранних стадии эволюции нашей планеты таких каналов было множество, а после появления первых континентальных блоков (примерно 2 млрд. лет назад) число их стало сокращаться, ширина их стала уменьшаться. Двигаясь через среднюю и верхнюю мантии, облегченный материал испытывает дополнительную дифференциацию, облегчаясь еще в большей степени. Достигнув подошвы литосферы, он растекается вдоль нее в виде сильно нагретой аномально легкой мантии. Последняя скапливается в первую очередь в приподнятых “ловушках”, что должно приводить к поднятию расположенной над ними литосферы. За счет такого механизма образуются горы на континентах и срединно-оканические хребты в океанах. В наиболее тонких местах литосфера наименее прочна и легче поддается разрыву. Подобные тонкие участки существуют в геосинклинальных прогибах, где в первую очередь и возникают расколы (трещины) литосферы. В этом случае горячий расплав внедряется в трещину, давит на ее стенки и раздвигает их в стороны. Начинается процесс спрединга, приводящий к образованию новой океанической коры. Приподнятая вдоль раскола часть океанической плиты становится ловушкой для новых порций облегченных магматических расплавов (аномальной мантии). Описанный механизм формирования геосинклиналей и геосинклинальных океанических бассейнов был предложен в 1982 г. Е.В. Артюшковым, М.А. Беэром, С.В. Соболевым и А.Н. Яншиным. Компенсация спрединга идет в зоне субдукции (зоне погружения океанической коры под континентальную) или за счет сжатия утоненной коры в самом геосинклинальном прогибе. Авторы считают, что геосинклинальные прогибы являются ослабленными зонами, зажатыми между литосферными плитами. По этой причине на завершающей стадии развития при дополнительных сжатиях геосинклинальные прогибы сминаются в складчатые пояса. После завершения складчатых процессов и образования складчатого пояса на месте бывшего геосинклинального прогиба мантия под ним остается прогретой, а литосфера – утоненной еще в течение 100 млн. лет. Геодинамическая гипотеза Е. В. Артюшкова при несомненных достоинствах страдает рядом существенных изъянов. Во-первых, наукой не установлены даже признаки каналов в мантии. Во-вторых, давление масс мантии при ее огромной плотности (и толщине) должно перекрывать всякую возможность образованию подобных каналов. В-третьих, легкий материал аномальной мантии, поднимаясь, должен неизбежно химически взаимодействовать с мантийной массой. 23 3.7. ФИЗИКА ЗЕМЛИ Гипотеза дифференциальных движений литосферы. ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Механизмом движения вещества в мантии авторы гипотезы считают гравитаци-онно-вещественную дифференциацию: легкие и подвижные компоненты продвигаются вверх, обогащая внешнюю оболочку Земли: тяжелые же компоненты опускаются в ядерную часть планеты. Следствием указанной дифференциации является преобладание восходящих тепломассопотоков. Приближаясь к подошве литосферы, восходящие тепломассопотоки постепенно трансформируются в горизонтальные (латеральные) потоки. В этих потоках любая материальная точка способна неограниченно долго перемещаться вдоль свободной поверхности, не погружаясь в направлении ядра. Взаимодействие литосферы с восходящими тепломассопотоками авторы рассматривают в двух вариантах: океаническом и континентальном. В океаническом варианте при тонком коровом слое и мало меняющимся с глубиной коровом веществе (по плотности и вязкости) подход тепломассопотока к подошве литосферы вызовет образование поднятия. Океаническая кора разобьется на отдельные мелкие блоки. В континентальном варианте, как известно, коровый слой толстый и неоднородный по разрезу. С приближением тепломассопотока к подошве литосферы в латеральное движение вовлекутся последовательно все более близкие к поверхности части коры. Последняя будет утоняться и проседать вплоть до разрыва сплошности с образованием области зияния. Растекаясь, тепломассопоток вызывает дрейф корового слоя. Остатки элементов коры в зоне растекания – это микроплиты (микроконтиненты). Авторы считают, что структурообразование в океанах и на континентах под действием мантийных тепломассопотоков и их растекание по подошве литосферы протекает циклично и синхронно. Этим процессам в геологической истории соответствуют тектонические эпохи либо активные, либо относительного покоя и спада активности. В тектонические активные периоды за счет подъема к подошве литосферы тепломассопотоков над восходящим потоком поднимается рельеф, разрывается кора и на периферии поднятий образуются компенсационные впадины. По возникшим трещинам изливаются базальтовые магмы. Периоды, спокойные в тектоническом отношении, соответствуют более продолжительным периодам геологической истории Земли. В океанах процесс спрединга замедляется и внешне прекращается. На континентах поднимается рельеф местности. Уменьшается тепловой поток в литосфере. Идеи описанной гипотезы сами авторы считают более гибкими и широкими, чем тектоника жестких литосферных плит. ов 3.8. ат Американский геолог М. Кейт (1972 г.), австралийские геологи Дж. Паккэн и Д. Фалви (1974 г.) и наш соотечественник Ю.В. Чудинов (1979 ) обосновывают механизм вытекания мантии из-под литосферных плит. В 1979 году Ю.В. Чудинов использовал для обозначения указанного механизма термин “эдукция” (от латинского “выводить”, “вытягивать”). Под эдукцией понимается “выдвигание мантийного материала к земной поверхности из-под краев континента и островных дуг”. По мнению Ю.В. Чудинова существует два механизма образования литосферы: спрединг и эдукция. В спрединговых зонах глубинный мантийный материал поднимается в виде вертикального потока непосредственно ко дну океана. Под напором 24 ар С Гипотеза эдукции Ю.В. Чудинова. I часть 3.9. .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о потока тонкая океаническая кора “рвется” и раздвигается в стороны. Узкая рифтовая зона заполняется мантийным материалом. Этот процесс сопровождается наращиванием теплового потока, проявлением активного вулканизма и сейсмичности. В зонах эдукции вертикального мантийного потока вверху встречается толстая континентальная кора. Не в силах разрушить ее мантийный поток отклоняется в сторону и выходит на поверхность там, где прерывается континентальная литосфера. По Ю.В. Чудинову, океаническая кора наращивается в спрединговых рифтовых зонах и в зонах глубоководных желобов. Избыток этой коры участвует в расширении Земли. Ученый утверждает, что участками расширения являются океаны, увеличивающие свою площадь равномерно во всех направлениях, т. е. в истории Земли должно существовать равновесие: спрединговое и эдукционное наращивание океанической литосферы компенсируется процессом глобального расширения Земли. Теория глобальной эволюции Земли. ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н До появления теории тектоники литосферных плит, особенно в ее расширенном варианте — теории глобальной эволюции Земли, в геологии не существовало общей и строгой научной теории. Возникла эта теория за счет органического слияния и дальнейшего совместного развития тектоники литосферных плит, современной космогонической концепции о происхождении Земли и гидродинамической теории, описывающей конвективный массообмен в мантии. Согласно этой наиболее общей геологической теории главным планетарным процессом, управляющим эволюцией Земли, является процесс химико-плотностной дифференциации земного вещества, приводящий к выделению в центральных зонах Земли плотного окисно-железного ядра и к возникновению в ее силикатной оболочке, т. е. в земной мантии, химико-плотностной конвекции. Под влиянием мантийных конвективных течений жесткая верхняя оболочка Земли (литосфера) оказывается разбитой на ряд плит, перемещающихся по поверхности астеносферы. В тех местах, где плиты расходятся, образуется новая литосфера с океанической корой на поверхности, и возникают срединно-океанические хребты с рифтовыми зонами на их гребнях. В тех местах, где плиты сходятся и надвигаются друг на друга, возникают сопряженные структуры глубоководных желобов с островными дугами или активными окраинами континентов андийского типа. В этих же зонах поддвига плит формируется континентальная кора за счет переплавления пододвигаемой под нее океанической коры и осадков. ов 3.10. Концепция литосферных плит. С ар ат Концепция литосферных плит зародилась в начале 70-х годов прошлого века. Она привлекла своей простотой и доступностью. При полученных данных тех времен возраст океанической коры не превышал 160 млн. лет. Это послужило основой гипотезы о разрастании морского дна. Таким гипотезам способствовали данные магниторазведки, доказывающие, что в зонах срединно-океанических хребтов изверженная порода застывает и намагничивается в зависимости от того, как изменяется магнитное поле Земли, т.е. морскому дну соответствуют полосчатые магнитные показания. Благодаря этому, даже удалось вычислить скорость раздвижения океанического дна. 25 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о На вопрос, где же размещается избыток материала, поставляемого с глубин, концепция движения литосферных плит дает четкий ответ: одна из плит «подползает» под другую, при этом поверхность Земли остается постоянной. Для каждой плиты можно найти ее полюс, ось расширения, при этом жесткость плит дает возможность перемещаться без изменения как в осадках, по всей площади, так, и самой плите. Геологическая история Земли, трактуемая по-новому, возвращает нас к начальной версии - существование протоматерика – Пангея, окруженного безбрежным океаном – Панталассом. В процессе тектоники материк раскололся на две части Лавразию и Гондвану. Реконструкция развития земного шара провели с помощью электронно - вычислительной техники, и совпадения по всем континентам составили 93%. В геологическом исследовании было доказано общность пород различных материков. Общее оледенение присутствует на всей группе южных материков, и встречаются в тех же геологических толщах. Тектоника плит позволила заглянуть в более древнюю историю Земли. Доказано, что протоматерик Пангея, сам был сложен из плит, древнее, чем он сам. Тектоника литосферных плит позволяет также заглянуть в будущее. Например, Австралия “плывет” на север, Атлантический и Индийский океаны расширяются, Средиземное море сжимается и т.д. Движение плит и их взаимодействие определяют целый ряд геологических событий: - спрединг - расхождение плит от срединных хребтов, края плит дробятся серией многочисленных трещин – зоны дробления; - столкновение - это характеризуется на земном шаре огненными точкамиизвержениями вулканов, землетрясениями; - ныряние одной плиты под другую – происходит с образованием узкого глубоководного желоба, в него сносятся самые древние слои океанического дна; - переработка, погребение одной плиты под другой - в последствии через большой срок опять в рифтовой зоне. Теория литосферных плит усовершенствуется, проверяются новые данные, это признак жизнеспособности теории. При рассмотрении природы сил, движущих плиты - “айсберги”, несущие на себе целые континенты и океаны, мнения сводятся к тому, что данный вопрос неоднозначный, однако предпочтение отдается тепловым конвекционным потокам. При этом причиной движения твердого вещества может быть неравномерный радиоактивный разогрев или более высокая температура глубинных слоев, это придаст текучесть твердым породам. Так в пользу теплового потока свидетельствуют факты глубоководного бурения и геофизические исследования. Тепловой поток “сжимается” в направлении срединноокеанических хребтов к периферии океанов, а в том же направлении мощность литосферы наоборот увеличивается, это происходит и в отношении мощности осадочного слоя. Число подводных вулканов сокращается, и они становятся меньше «ростом» (меньшие высоты и активность). В верхней части базальтового слоя, слагающего океаническое дно, повышается скорость сейсмических волн – это объясняется спредингом, т. е. подъемом к поверхности глубинного вещества. Обратный процесс – субдукция, т.е. подныривание океанической коры на активных окраинах континентов, ее поглощении недрами с целью компенсации избытков поднятого материала. Но это вызывает сомнения, так как этот процесс должен бы поглотить всю земную кору. 26 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Отрицание субдукции привело к выдвижению альтернативной гипотезы расширяющейся и пульсирующей Земли, которая была высказана в XVIII столетии и изменялась впоследствии. Так было гипотетически предположено, что до середины мелового периода – более 135 лет назад – радиус земного шара был вдвое меньше. Эта теория поддержалась физиками, которые подсчитали, что в ходе развития Вселенной уменьшается гравитационная постоянная. Расширяющаяся Земля получила поддержку со стороны палеонтологов, которые утверждали, что общая смена животного мира былых геологических эпох вызваны расширением планеты. Этот факт поддерживают геологи, указывающие на сильные изменения состава планеты и состава самых древних пород, выходящих на поверхность Земли, когда они обладают особенностями образования на 50-ти километровой глубине и физически не могут подняться на поверхность, однако сам радиус Земли был вдвое меньше. Этим все легко и объясняется. Молодость океанов тоже объясняется тем, что образовались они во время расширения планеты. По суточным ритмам кораллов можно было установить, что скорость вращения Земли вокруг оси уменьшалась с течением геологического времени. В недавних работах по палеомагнетизму подтверждаются идеи расширения Земли. А именно, 15 млрд. лет назад радиус Земли составлял чуть больше половины от нынешнего, при этом если признать возможным расширение Земли, то можно конечно объяснить происхождение гигантских океанических впадин, рифтовых зон, не привлекая для этого процесс поглощения земной коры, подвигаемой под многосферные плиты. Поэтому тектоника литосферных плит открывает новые подходы к решению задач по установлению закономерностей размещения полезных ископаемых, на этих закономерностях составляются научные прогнозы и в соответствии с ними направляются поисковые работы. В последние годы применение различных моделей плитной тектоники закончились открытием за рубежом ряда крупных месторождений нефти, меди, золота, марганца, газа и многих других полезных ископаемых. 27 РАЗДЕЛ 4. МОДЕЛИ И НЕКОТОРЫЕ НОВЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ В ИЗУЧЕНИИ ЗЕМЛИ. Механические модели Земли. Н 4.1. .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о В науке при рассмотрении сложных объектов мы сплошь и рядом имеем дело с моделями. Говорят о моделях элементарных частиц, моделях внутреннего строения звезд, моделях внутреннего строения планет. Модель — некоторая наглядная картина строения изучаемого объекта. При построении модели стремятся учесть все, что известно о рассматриваемом предмете. По мере развития науки модели становятся все более детализированными, и современные модели внутреннего строения Земли опираются на весьма большой информативный материал, накопленный геофизиками к настоящему времени. В геофизике под моделью Земли понимают как бы разрез нашей планеты, на котором показано, как меняются с глубиной такие ее важнейшие параметры, как плотность, давление, ускорение силы тяжести, скорости сейсмических волн, температура, электропроводность и др. ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Модели, описывающие различные механические свойства Земли, начали строиться давно. Самые ранние попытки были направлены на построение изменения плотности Земли с глубиной. Основывались такие построения на информации, получаемой из гравиметрических наблюдений. Уже в первой половине XIX в. были получены по гравиметрическим данным значения массы М Земли и относительного момента инерции I . Знание среднего радиуса Земли R, позволяло определить и объем Земли, а затем и ее среднюю плотность ρm. Плотностные модели Земли совместно с ее скоростным разрезом позволяют построить и ее упругие модели, т.е. зависимость K (модуль сжатия) и μ (модуль сдвига) от глубины. Кроме того, знание ρ позволяет получить и характер изменения ускорения силы тяжести g с глубиной по формуле: (4.1) уд ар g (r) = G m/r2 С ар ат ов ск ий го с Наконец, знание ρ (r) позволяет легко найти и значение давления Р(r) на любой глубине ℓ=R-r. Простейшая плотностная модель однородной Земли, ρ (r)= ρm (ρm – некоторое среднее значение плотности), приводит к результату (4.2) m=4/3 π r3 ρm, g (r)= 4/3 π G ρm r, Р =Р(0)(1-r2/R2) Таким образом, в однородной Земле g растет линейно по мере удаления от центра Земли, где g(0)=0. Давление наоборот, убывает по квадратическому закону от центра Земли, где Р(0)=1,73 Мбар, до 1 атмосферы на поверхности. Такая модель очень далека от реальности. Это следует из того, что относительный момент инерции для однородной сферы I = 0,40, между тем для Земли он имеет значение 0,3308, что указывает на сильное увеличение плотности с глубиной. Поэтому еще до появления сейсмологических данных были предприняты попытки построить плотностную модель Земли с учетом значений ρm и I. Исходя из некоторых предположений о зависимости плотности вещества от 28 давления, такую модель впервые попытался построить Лежандр. Так называемый закон Лежандра для плотности внутри Земли имеет следующий вид: ρ (r)= ρ (0) sin vr , vr (4.3) ск ог о где параметры v и ρ (0) находились так, чтобы удовлетворялись значения ρm и I, известные из наблюдений. Закон Лежандра и близкий к нему закон Роша 2 ρ (r)= ρ (0)(1 - а r2 ) R ев (4.4) С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш сейчас представляют лишь исторический интерес. Построение плотностных моделей Земли близких к реальности, началось после появления сейсмологических данных, когда выяснилось, что Земля построена из нескольких оболочек с различными свойствами, чего естественно, законы Лежандра и Роша не могли учитывать. В 1932 г. Адамс и Вильямсон предложили метод учета сейсмологической информации при построении плотностных моделей Земли. Идея метода проста. Определяется по формулам сейсмологический параметр – Ф. Составляется система уравнений с тремя неизвестными ρ(r), P(r), g(r). Однако метод Вильямсона-Адамса не применим к верхней мантии. Австралийский геофизик Буллен начал в те годы работы по построению плотностных моделей Земли методом Вильямсона-Адамса, опираясь на известные к тому времени ρ0, М, I. В качестве ρ0 он принял плотность непосредственно под границей Мохоровичича. На основе данных гравиметрии и петрологических соображений Буллен положил ρ0=3,32 г/см3. Применяя систему уравнений ко всей мантии от границы Мохоровичича до поверхности ядра, Буллен получил для момента инерции земного ядра значение I=0,56, что существенно больше, 0,40 для сферы с постоянной плотностью. Полученное решение не имеет физического смысла, так как его принятие означало бы, что плотность в земном ядре сильно убывает от поверхности к центру. Поправки на температуру и на принятое значение ρ0 не исправили ситуацию. Так Буллен подтвердил, что гипотеза об однородности некоторых из оболочек Земли ошибочна. Он показал, что эта гипотеза наиболее заметно не оправдывается для слоя «С» (слой Голицына – переходный слой между верхней и нижней мантией). Дальнейшие исследования Буллена привели его к построению ряда плотностных моделей Земли. Многочисленность полученных им моделей объясняется разнообразием гипотез, которые он вынужден был вводить, чтобы компенсировать недостаток наблюдательных данных. Однако для своего времени модели Буллена явились несомненным и существенным вкладом в дело познания строения земных недр (табл. 1). В начале 60-ых годов американский геофизик Берч предложил иной подход к устранению неоднозначности, возникающий при применении метода ВильямсонаАдамса. Берч показал эмпирически, что для горных пород со средним атомным весом m их элементов в пределах 20 ≤ m ≥ 22 приближенно справедлива линейная зависимость: (4.5) ρ = a + bνp , где ρ - плотность в г/см3, νp - скорость продольных волн в км/с, a, b – некоторые численные коэффициенты. 29 ФИЗИКА ЗЕМЛИ 6,5-7,2 4,2-4,5 2,6-3,2 400 8,0-8,2 4,5-5,3 3,5 900 9,8-10,8 5,3-6,0 4 D нижняя мантия 2700 10,8-13,6 6,0-7,3 5,5 2883 13,6-8,1 7,3-0 5,5-10 4980 8,1-10,0 0 переходная зона (поверхность Гутенберга) F 10-11 и E внешнее ядро переходная зона (граница Леманна) 5120 2000 1,3-3,5(3,7) 3000-5000(?) млн. 0 6371 11,3 3,5-3,8 12,5 ит е т G внутреннее ядро 1,3 млн. им ен D' 0-1600 1600-2000 .Г .Ч ер фазовые переходы (поС верхность Конрада) 1-1,3 млн. ев 35 силикаты (поверхность В Мохо) Н А кора Температура (°С) ск ог о Скорость Скорость Глубина Плотность Давление продольных поперечных (атм) (км) (г/см3) волн (км/с) волн (км/с) Наименование слоя ны ш Зона Из этого соотношения было предложено найти ρ в верхней мантии и переходном слое, не прибегая к методу Вильямсона-Адамса. В результате была получена модель плотности Земли по Берчу (довольно близкая к самой первой модели Буллена), которая при последующих исследованиях обычно бралась в качестве исходной. Таблица1. Модель строения Земли Буллена С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс Модель Ванга, основана также на методе Берча, но с использованием соотношения типа (4.5) для гидродинамической скорости: (4.6) ρ = А + Вνс , где νс – гидродинамическая скорость. Кроме того, в модели Ванга уже учтена «тонкая» структура переходного слоя «С» (слоя Голицына), не известная в период построения модели Берча. Ко времени появления работ Берча в сейсмологии произошло другое важное событие - Юингом был сконструирован длиннопериодный сейсмограф, позволивший регистрировать собственные колебания Земли (см. подраздел 4.2). В результате его использования стала поступать совершенно новая обильная информация, приведшая к изменению самой постановки задачи построения плотностных моделей Земли. Таким образом, с появлением данных о свободных колебаниях Земли число условий, накладываемых на плотность, возросло на два порядка, что сразу качественно изменило подход к построению плотностных моделей. Было предложено вместо решения неоднозначных обратных задач решать прямую задачу, которая однозначна. Решать ее приходится методом проб. Весь объем Земли разбивается на достаточно большое количество слоев столь тонких, что в каждом из них все параметры можно считать постоянными. С помощью метода Монте-Карло строятся пробные модели, по которым методом решения прямой задачи вычисляются Тi (периоды собственных колебаний Земли), M (масса Земли), I (момент инерции Земли), а также времена пробега и амплитуды сейсмических волн. Производится бесчисленное количество проб. Если вычисленные значения совпадают в пределах точности с результатами наблюдений, то данная проба считается одной из возможных моделей. При таком состоянии дел целесообразно рассматривать не одну-две частных модели, а целую полосу допустимых моделей. 30 I часть ск ог о С начала 50-ых годов в области построения механических моделей наметился еще один путь, основанный на привлечении к решению проблемы некоторых результатов и методов из физики твердого тела. К механическим моделям, кроме плотностных, относятся также и модели, описывающие более сложные механические свойства вещества оболочек, такие, как вязкость, прочность, диссипативные характеристики (диссипация – рассеивание чего-либо, например, летучих из Земли в атмосферу, в данном случае подразумевается диссипация механической энергии). Эти модели приведены ниже. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев 4.2. Собственные колебания Земли. Собственные колебания Земли — это новая и, пожалуй, наиболее перспективная область геофизического изучения Земли, а их экспериментальное обнаружение — одно из интереснейших и наиболее крупных достижений геофизики и современного естествознания вообще. В экспериментальном плане собственные колебания стыкуют сейсмологию и гравиметрию. Действительно, при собственных колебаниях происходит механическое «дрожание» тела Земли, которое сейсмологи регистрируют с помощью длиннопериодных сейсмографов. Эти механические колебания всей Земли в целом, как упругого тела, сопровождаются «дрожанием» гравитационного поля Земли, которое регистрируется гравиметрами высокой чувствительности. Таким образом, собственные колебания Земли представляют собой связанные колебания упругого и гравитационного полей. Спектр этих колебании линейчатый, т. е. он распадается на дискретные частоты — собственные частоты Земли. Определение периодов собственных колебаний сводится к разложению временных рядов, записанных прибором, на элементарные гармоники. Эта операция выполняется на вычислительных машинах и сводится к умножению временной записи на синусоидальную волну заданной частоты ω и интегрированию по времени. В результате такого анализа Фурье получают фурье-компоненту S(ω) записи, которую также называют спектральной плотностью или амплитудной спектральной плотностью. При такой операции уничтожаются компоненты всех частот, кроме заданной ω, а результат S(ω) пропорционален амплитуде гармоники частоты ω во временной записи. Проходя так последовательно всю полосу частот в диапазоне собственных колебаний, получаем функцию спектральной плотности S(ω) с пиками при ω = ωi (ωi - собственные частоты Земли). Спектр мощности определяется как отношение квадрата абсолютной величины спектральной плотности амплитуд к интервалу времени интегрирования при фурье-анализе. Интегрируя спектр мощности по всей полосе частот, получим мощность, заключенную в спектре собственных колебаний, равную энергии собственных колебаний, деленной на продолжительность записи. Подобно тому как масса Земли М и ее момент инерции I являются интегральными параметрами Земли и определяются распределением плотности в ее недрах, собственные частоты или, что то же самое, собственные периоды также являются интегральными параметрами Земли. Однако как интегральные параметры Земли собственные частоты представляют собой более сложные величины, чем масса М и момент инерции I, так как они зависят не только от распределения плотности в Земле, но и от распределения ее упругих параметров: модуля сжатия и модуля сдвига, а также распределения гравитационного поля в недрах планеты. В настоящее время измерено около тысячи собственных частот Земли. Таким образом, к двум интегральным параметрам Земли М и I в последнее десятилетие было добавлено еще около тысячи новых интегральных параметров. 31 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Начало современным исследованиям собственных колебаний земного шара было положено в 1954 году, когда ведущий американский сейсмологэкспериментатор Г. Беньофф при анализе сейсмограмм Камчатского землетрясения 1952 года отождествил фазу с периодом 57 минут с основным сфероидальным колебанием Земли. Собственные колебания Земли делятся на два класса: 1) крутильные колебания, вектор смещения которых перпендикулярен к радиусу сферы, за которую с хорошим приближением принимается Земля; 2) сфероидальные колебания; в них вектор смещения имеет составляющие и по радиусу, и по азимутальным направлениям. Смещения для каждого собственного колебания пропорциональны сферической функции n-го порядка. Основное сфероидальное собственное колебание соответствует n = 2 и характеризует движения, при которых сфера деформируется в сфероид. Отсюда и название всего класса, хотя колебания с n > 2 приводят к более сложным фигурам. При n = 0 сфероидальные колебания вырождаются в радиальные со смещениями вдоль радиуса. Крутильные колебания, в отличие от сфероидальных, не связаны с изменением объема и формы планеты, поэтому они не изменяют гравитационное поле Земли и не регистрируются гравиметрами. Сейсмографы записывают колебания обоих типов. Поэтому сравнение спектра частот, записанного сейсмографами, со спектром, записанным гравиметрами, позволяет экспериментально разделить эти два класса колебаний. Благодаря тому, что земное ядро жидкое, а крутильные колебания являются поперечными колебаниями (аналогично поперечным волнам), они связаны лишь с твердыми областями Земли и определяются распределением плотности ρ и модуля сдвига μ в мантии и коре. Следовательно, сравнение теоретического спектра частот для различных моделей Земли с экспериментальным дает возможность уточнить реальную модель Земли. Такое сравнение было произведено, и оказалось, что из двух конкурирующих моделей Земли: а) модели Гутенберга со слоем пониженных скоростей сейсмических волн на глубинах ~50 – 250 км и б) модели Джеффриса, не обладающей таким слоем, — собственные колебания весьма убедительно отдают «предпочтение» модели Гутенберга, хотя до этих исследований модель Джеффриса пользовалась большим распространением. Сфероидальные колебания захватывают всю Землю, что позволяет наряду с корой и мантией изучать и ядро Земли. Важнейшим свойством собственных колебании является то, что с ростом номера колебания n они вытесняются из центральных областей планеты к поверхности. Получается так, что чем ниже порядок колебания n, тем сильнее смещение в этом колебании погружено в земные недра. Частоты собственных колебаний растут с ростом n. Таким образом, низкие тона можно использовать для зондирования глубинных слоев, а высокие — для зондирования наружных слоев. В результате различные частотные интервалы определяются свойствами различных областей земных недр. Следовательно, собственные колебания позволяют изучать не только интегральные свойства земного шара, подобно приливам в теле Земли, но и дифференциальные. Весь спектр собственных колебаний Земли впервые был зарегистрирован после сильнейшего Чилийского землетрясения в мае 1960 г. тремя группами авторов: Беньоффом, Прессом и Смитом; Нессом, Гаррисоном и Слихтером; Олсопом, Саттоном и Юингом. 32 I часть 4.3. Диссипативные свойства земных недр. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Метод собственных колебаний позволяет в грубых чертах определить новую характеристику земных недр. Речь идет о так называемой диссипативной функции Qμ, которая является мерой рассеяния механической энергии в различных слоях планеты. В электротехнике Q определяет добротность электрических контуров. В механике диссипативную функцию Qμ можно назвать механической добротностью системы; она равна отношению энергии, накопленной в системе, к энергии, рассеянной в течение цикла. Величину Qμ определяют или по ширине спектральной линии, или по спаданию со временем амплитуды собственных колебаний. Параметр Qμ можно также рассматривать как «меру идеальности» упругости среды. Чем больше значения Qμ, тем меньшая часть механической энергии при колебаниях рассеивается и переходит в тепло, тем ближе среда к идеально упругой. При собственных колебаниях или при распространении волн в недрах Земли возникают напряжения. Любое напряжение (или напряженное состояние) можно разложить на две части: напряжение чистого сдвига и напряжение всестороннего сжатия (или растяжения). Часть напряжения, представляющая напряжение чистого сдвига, пропорциональна модулю сдвига μ, а другая часть напряжения – напряжение всестороннего сжатия – пропорциональна модулю сжатия К. Процессы всестороннего сжатия являются практически идеально упругими по сравнению со сдвиговыми процессам. Затухание собственных колебаний, и, видимо, всех остальных механических колебаний земных недр происходит из-за отклонения материала от идеальной упругости по отношению к сдвиговым напряжениям. Образно это передают словами, говоря, что рассеяние механической энергии связано с релаксацией модуля сдвига μ. Количественной мерой этого рассеяния является величина Qμ. Из-за того, что неупругость среды при процессах всестороннего сжатия (расширения) много меньше , чем при сдвиговых процессах, говорят, что модуль сжатия К не релаксирует, и соответствующую количественную меру «объемной» добротности Qк полагают равной бесконечности, Qк = ∞. Таким образом, задача заключается в подборе такого распределения Qμ(l) с глубиной, чтобы получить согласие рассчитанных значений мер затухания крутильных jQT,n и сфероидальных jQS,n тонов с наблюдаемыми значениями этих величин. Несмотря на то, что распределение Qμ(l) в недрах Земли еще недостаточно точно определено, тем не менее, уже сейчас можно указать ряд особенностей строения коры и мантии по Qμ. Наружный жесткий слой Земли (ее литосфера) разделяется на три зоны: повышенной добротности (0-19 км), Qμ ~ 600; средней добротности (19-38 км), Qμ ~ 300, и пониженной добротности (38-90км), Qμ ~ 150. Далее следует 1-я зона низких Qμ в мантии Земли. Вторая зона низких Qμ расположена у подошвы мантии. Две зоны низких Qμ в мантии Земли разделены зоной высоких и зоной промежуточных Qμ. Найти распределение Q в земном ядре пока не удается. Можно только сказать, что для жидкого внешнего ядра Q заметно больше, чем для мантии (Q >>1000). Для твердого внутреннего ядра Земли (глубина ~ 5100-6371 км) Qμ ≈ 100-300 . Физический механизм диссипации механических колебаний в земных недрах еще недостаточно ясен. Можно указать следующие четыре общие причины, приводящие к понижению Qμ: 1) близость температуры вещества к температуре плавления; 2) наличие в веществе заметного количества инородных примесей; например, в силикатном веществе низов мантии (глубины 2600-2900 км) могут иметься космические «шлаки» типа летучих H2O, СО2 и прочее, которые туда попали как выплав33 ФИЗИКА ЗЕМЛИ им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о ки при образовании и эволюции земного ядра; 3) частичное плавление, причиной которого также может быть наличие указанных выше летучих веществ; 4) релаксация напряжений (скольжение) по границам зерен в поликристаллической мантии Земли при высоких температурах. Естественно, что все эти причины могут действовать одновременно, но не исключено и наличие других факторов. Перечисленные выше четыре общие причины, приводящие к понижению Qμ, в первую очередь относятся к зонам низких Qμ. Еще более неопределенным является вопрос о физических механизмах поглощения в зонах повышенной добротности в мантии Земли. Этот вопрос сложен еще и потому, что затухание в земных недрах в основном определяется зонами низких Qμ и, соответственно, распределение Qμ(l) в зонах повышенной добротности определено весьма ненадежно. Тем не менее, в последнее время была высказана гипотеза, согласно которой в зонах повышенной добротности может оказаться существенным механизм температурной релаксации в поликристаллах. При прохождении упругой волны в зернах поликристалла возникают небольшие градиенты температуры, выравнивание которых и приводит к рассеянию энергии. Интересной особенностью этого механизма является то, что одинаково важны как процессы рассеяния энергии при сдвиговых деформациях (Qμ конечно), так и процессы рассеяния энергии при объемных деформациях (Qк конечно), причем Qк ≤ Qμ. Эта гипотеза в настоящее время находится в стадии проверки. Модель, основанная на диссипативных и реологических свойствах земных недр. Повышение точности и детальности геофизических данных, оценка диссипативных свойств земных недр, подготовили почву для принципиально новой постановки задачи о сейсмологической модели Земли. Как лабораторный эксперимент, так и геофизический опыт показывают независимость распределения величины Qμ(l) в недрах Земли от частоты ω. В то же время до самого последнего момента считалось, что сейсмологическая модель Земли также не зависит от частоты. В последнюю фразу вкладывается утверждение, что распределение модулей упругости μ(l), К(l) и плотности ρ(l) одно и то же, вне зависимости от того, рассчитываем ли мы времена пробега объемных сейсмических волн, дисперсионные кривые поверхностных волн, частоты собственных колебаний Земли или числа Лява для приливов. Переход от упругих моделей Земли к неупругим моделям как раз и показал, что предположение о независимости модели Земли от частоты является устаревшим и неверным. Более того, неучет этого обстоятельства в значительной мере обесценивает многочисленные построения моделей Земли, выполненные в последнее десятилетие. Скажем сразу же, что распределение плотности в недрах Земли ρ(l) не зависит от частоты; из-за того, что модуль сжатия не релаксирует (при процессах всестороннего сжатия не происходит диссипации энергии механических колебаний в тепло), распределение К(l) также не зависит от частоты. А вот из-за того, что диссипация механических колебаний определяется сдвиговыми процессами (модуль сдвига μ релаксирует), распределение модуля сдвига в недрах Земли μ(l) зависит от частоты, т. е. более правильно следует писать μ(l, ω). Для разъяснения этого вопроса рассмотрим простейшее реологическое тело — тело Максвелла. Реология — это наука о механическом поведении неидеально упругих тел. Соответственно реологические тела — это механические модели неидеально упругих тел. 34 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т 4.4. I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Простейшая гуковская модель упругого твердого тела, в которой напряжения линейно зависят от деформаций, а коэффициенты пропорциональности — модули упругости, не является реологической моделью. Эта модель не обладает неупругостью. Возбужденные в гуковском теле механические колебания продолжались бы неограниченно долго из-за отсутствия затухания. Можно сказать, что гуковская модель твердого тела — это идеальная, предельная реологическая модель без затухания. Второй идеальной моделью является модель идеальной жидкости, вязкость которой равна нулю. Механические колебания в такой жидкости также не затухают. Таким образом, до самого последнего времени, по существу, рассматривалась предельная идеальная модель Земли, кора, оболочка и внутреннее ядро которой считались гуковским твердым телом, а внешнее ядро — идеальной жидкостью. Простейшей реологической моделью является ньютоновская вязкая жидкость. Энергия механических колебаний в ньютоновской жидкости будет диссипировать (рассеиваться) в тепло из-за вязкого трения. Вообще говоря, вязкая жидкость — это предельный случай реологического тела Максвелла для низких частот (или, что то же самое, для больших периодов). На бытовом уровне всегда легко отличить жидкость от твердого тела. Но если поставить вопрос научно, то это потребует специального определения. Действительно, можно определить жидкость как такое состояние вещества, когда тело принимает форму заключающего его сосуда. Можно и так сказать, что в жидкости не существуют поперечные волны, так как модуль сдвига в жидкости равен нулю. Следовательно, жидкость характеризуется только одним упругим модулем — модулем сжатия К. В ней могут распространяться только продольные волны (Р-волны). Однако легко видеть, что все время ведется речь о жидкости с малой вязкостью η. Рассмотрим набор жидкостей со все возрастающими вязкостями. Тогда окажется, что жидкости с достаточно большими вязкостями не будут принимать форму заключающего их сосуда за обозримое время и, кроме того, в таких жидкостях могут распространяться как продольные, так и поперечные волны, если только периоды этих волн достаточно короткие. Таким образом, совершенно ясно, что требуется четко определить условия, в которых вязкая жидкость проявляет себя как жидкость в обычном понимании этого слова, и условия, когда жидкость механически неотличима от твердого тела. Поставленный вопрос легко разрешается, если ввести время релаксации для вязкой, ньютоновской жидкости, которое равно отношению вязкости к модулю сдвига, τн = η / μ. Тогда для периодических процессов с периодами Т >> τн тело будет вести себя как жидкость, а для периодов Т<<τн — как твердое тело. Для большинства жидких тел η ~ 1 пуаза, а μ ~ 1011 дин/см2 и τн ~ 10-11 сек. Следовательно, в обычных условиях практически всегда Т >> τн, и мы имеем дело с проявлением жидкого состояния, хотя в случае астеносферного слоя в недрах Земли η ~ 1021 пуаз, μ ~ 1012 дин/см2, τн ~ 109 сек, и мы имеем дело с проявлением твердого состояния Т<<τн. В случае твердого состояния скорости P-волн и S-волн равны, в случае жидкого состояния Vs= 0 (Vs – скорость поперечных волн). Поэтому при переходе от высоких частот, ω >> ωн (ωн – частота, соответствующая τн), к низким, ω << ωн модуль сдвига меняется от своего высокочастотного значения μ(∞) до низкочастотного μ(0), равного нулю для вязкой жидкости, μ(0) = 0. Максвелловским реологическим телом как раз и будет вязкая жидкость, рассмотренная во всем интервале частот. При коротких периодах оно проявляет себя как твердое тело, а при длинных как жидкость. Механические свойства реальных твердых тел моделируются более сложными реологическими моделями, в которых модуль сдвига меняется от своего высокоча35 ФИЗИКА ЗЕМЛИ Модели электропроводности. уд 4.5. ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о стотного значения μ(∞) до низкочастотного— статического значения μ(0), не равного нулю. Таким образом, мы видим, что при переходе от чисто упругих моделей Земли к неупругим, не зависящий от частоты высокочастотный модуль сдвига μ(∞) следует заменить на динамический модуль сдвига μД(ω), зависящий от частоты. До работы, опубликованной в 1975 году С. Ц. Акопяном, В. Н. Жарковым и В. М. Любимовым, это известное обстоятельство не анализировалось и чисто интуитивно предполагалось, что частотная зависимость динамического модуля сдвига слишком слаба, чтобы привести к наблюдаемым эффектам. Оказалось, что учет частотной зависимости приводит к заметному понижению модуля сдвига порядка 3—5% при переходе от периодов ~ 1 сек к периодам ~ 10 мин в зонах Земли с пониженными значениями Qμ. Мы уже отмечали, что не учет этого обстоятельства, по существу, обесценивает многие построения детальных моделей Земли, когда дело идет об уточнении распределений скоростей сейсмических волн порядка одного процента. Тот факт, что современные реальные модели Земли должны зависеть от частоты, проявился в последних работах по этому вопросу следующим образом. Чтобы согласовать модель Земли, построенную по данным о ее собственных колебаниях (периоды порядка десятков минут), с моделью, построенной по объемным волнам (периоды порядка единиц секунд), приходилось чисто формально вводить поправку отсчета во времена пробега объемных волн. Физической причиной, из-за которой возникает эта поправка, является неупругость земных недр. Теперь стало ясно, что необходимо перейти от старой концепции не зависящего от частоты модуля сдвига μ к более правильной концепции динамического модуля сдвига μД(ω), зависящего от частоты, и при построении модели Земли вводить поправку за динамический модуль сдвига земных недр. Выше отмечалось, что Qμ для горных пород и земных недр слабо зависит от частоты или, быть может, вовсе от нее не зависит. Конкретную зону Земли с заданным Qμ чисто феноменологически можно описать некоторой реологической моделью, называемой моделью Ломнитца, которая в рассматриваемом интервале частот дает плато для Qμ(ω). Тогда можно получить простую формулу для изменения динамического модуля сдвига (т. е. поправку за динамический модуль сдвига) при переходе от стандартной частоты ω0 к некоторой произвольной частоте ω. С ар ат ов ск ий го с Электропроводность σ земных глубин, изучена весьма слабо. Основным источником информации по данному вопросу являются вариации магнитного поля Земли. К сожалению, их интерпретация в высшей степени неоднозначна. По этой причине на рисунке 3 приводятся лишь пределы для значений электропроводности в мантии Земли по работам И. И. Ракитянского. Но даже такие широкие пределы нельзя считать совершенно строго установленными. На рисунке 2 приведены данные лишь для глубин до 1000 км. О бóльших глубинах данные практически отсутствуют. Считается, что в нижней мантии электропроводность лежит в пределах 10 - 103 Ом-1 ∙м-1 или по-другому 10 - 103 См/м (Сименс на метр). Большинство исследователей при интерпретации данных наблюдений по вариациям магнитного поля Земли исходит из предположения, что электропроводность Земли увеличивается скачком на глубинах 400 - 700 км. При этом оказывается, что электропроводность возрастает на 3 - 4 порядка. Однако такое 36 .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о I часть им ен и Н Рисунок 3. Электропроводность в мантии земли. Заштрихована область, в которой с вероятностью 0.8 лежит истинная электропроводность. Сплошная кривая - наиболее вероятный ход электропроводности по данным магнитовариационного и магнитотеллурического зондирований. По вертикальной оси масштаб логарифмический. го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т предположение не обязательно и существуют попытки интерпретации при предположении об отсутствии такого скачка, что дает хотя и довольно крутое, но плавное возрастание σ с глубиной. Большой интерес представляет обнаружение на глубинах в десятки - первые сотни километров слоя повышенной электропроводности. Электропроводность такого слоя примерно на один порядок выше, чем в перекрывающих и подстилающих его слоях. Особенностью этого слоя является то, что он встречается не под всеми регионами земной поверхности. В настоящее время делаются попытки составления карт географического размещения такого слоя. Что касается ядра Земли, то оно обладает, по-видимому, весьма высокой электропроводностью. Обычно полагают, что электропроводность ядра можно оценить в 103—105 Ом-1 м-1, вероятно, из-за большого содержания Fe. Геоэлектрическая модель земной коры и верхней мантии. ск ий 4.6. С ар ат ов По данным электромагнитных зондирований, бурения и электрических измерений в скважинах осадочная толща схематически может быть представлена в виде многослойного геоэлектрического разреза, характеризующегося чередованием слоев высокого и низкого удельных сопротивлений (Рисунок 4). Промежуточные пласты высокого удельного сопротивления представлены известняками, доломитами, солями, гипсами и анРисунок 4. Вариант схемы геоэлектрической модели земной коры и верхней мантии. 37 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о гидритами. Кровля этих пластов, четко выделяющаяся по электроразведочным данным, служит местным промежуточным опорным или маркирующим горизонтом. Породы кристаллического фундамента имеют, как правило, более высокое удельное сопротивление, чем покрывающая их толща. Поэтому кровля фундамента почти повсеместно служит надежным опорным электрическим горизонтом. Большинство глубоких скважин пробурено до фундамента, и только некоторыми из них кристаллические породы вскрыты на глубину 200, редко 1000 м. Сверхглубокая скважина на Кольском полуострове пробурена в породах фундамента до глубины 12000 м. По данным бурения и геофизических исследований в скважинах установлено неоднородное строение древних щитов. На больших глубинах обнаружены зоны высокопроницаемых, трещиноватых пород, насыщенных подземными водами высокой минерализации. По физическим свойствам породы фундамента резко дифференцированы. Пласты высокого удельного сопротивления перемежаются со слоями низкого сопротивления. Причем, как показывают сейсмические исследования, граничные скорости, а, следовательно, и электрические свойства, сильно изменяются по латерали. На глубинах порядка 7—15 км (а в районе Кольской сверхглубокой скважины 1,5—9 км) по электромагнитным измерениям, выделяются хорошо проводящие зоны, создающие региональные аномалии, вытянутые по простиранию на десятки и сотни километров. Их ширина не превышает нескольких километров. Такие аномалии выявлены в разных районах мира и получили названия тех мест, где они были обнаружены, например, Карпатская, Кировоградская, Уральская, Кавказская, Байкальская, Верхоянская и др. Природа проводящих зон пока не изучена. Некоторые из них выделены в рифтовых зонах (например, Байкальская) и связаны, как полагают, с очагами повышенного разогрева пород. На Кольском полуострове в интервале глубин 1665—1830 м вскрыты медно-никелевые руды, а на глубине 6500—9500 м — зоны медно-никелевой минерализации. Наряду с этим, по данным сейсмических и гравиметрических наблюдений на глубинах порядка 20 км выделяется плотностная граница — поверхность Конрада (К), которая, как установлено сверхглубоким бурением, связана либо с наличием вулканогенных пород, либо с плотными биотит-плагиоклазовыми гнейсами (Кольский полуостров). По данным электрического каротажа на этой границе наблюдается резкий скачок удельного сопротивления от 1000 до 10000 Ом∙м. Подошвой земной коры принято считать поверхность Мохоровичича (М). В континентальных условиях она обнаруживается на глубинах порядка 40 км. Наличие поверхности Мохоровичича объясняют изменением химического состава пород в зоне перехода от базальтов к ультраосновным породам типа перидотитов. На этих глубинах (при высоком давлении и критической температуре) происходит также изменение агрегатного состояния вещества и, по всей вероятности, образуется фазовый переход от габброидного нижнего слоя земной коры к эклогитам верхней мантии (слой В). На границах К и М удельное сопротивление возрастает ступенчато (скачкообразно). Мантия подразделяется на три зоны: В — верхняя мантия (40—400 км), С — переходная зона (400—1000 км), D — нижняя мантия (1000—2900 км). В зоне В в интервале глубин 100—200 км по данным электромагнитных зондирований выделяется слой высокой проводимости S ≈ 103 См (Проводимость в электроразведке не совсем тождественна классической δ, в частности [δ]=[См/м]; [S]= [См]. Этот слой называют астеносферой. Его удельное сопротивление, по-видимому, не превышает 10 Ом∙м. С увеличением глубины оно возрастает до 100—200 Ом∙м и, начиная с 300—400 км, ступенеобразно понижается до значений, меньших 1 Ом∙м. 38 4.7. Термические модели Земли. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Под термическими моделями Земли обычно понимаются модели, дающие изменение температуры внутри Земли, ее «температурный разрез». К термическим моделям также относят и закономерности изменения с глубиной различных теплофизических характеристик вещества Земли. Очень часто под термическими моделями Земли понимают также модели ее тепловой истории. При построении моделей, отображающих наши сведения о температуре земных недр, естественно начать, как и в вышерассмотренных случаях, с определения возможных пределов для температуры на различных глубинах. К сожалению, в этом вопросе существует большая неопределенность принципиального характера. По результатам температурных измерений в шахтах и нефтяных скважинах установлено, что с глубиной температура земной коры непрерывно повышается в среднем на 3 °С на каждые 100 м. Если бы такая тенденция сохранялась вплоть до ядра Земли, то его температура составила бы около 2925 °С, т.е. значительно превышала бы точки плавления обычно встречающихся на земной поверхности пород. Однако на основании данных о распределении сейсмических волн считается, что большая часть недр Земли находится в твёрдом состоянии. Следует вообще подчеркнуть, что вопрос о температуре земных глубин относится к числу наименее изученных в геофизике. В качестве верхнего предела температуры внутри мантии Земли обычно принимается температура плавления её вещества. Основанием для этого служит факт прохождения S – волн через всю толщу коры и мантии. Известно, что S- волны через расплав породы не проходят. Однако существование вулканов, извергающих расплав горных пород, указывает на наличие таких расплавов, как в глубинах коры, так и в верхних частях мантии. Эти расплавы могут существовать в виде ограниченных очагов (камер с расплавом), присутствие которых под вулканами Камчатки было впервые показано Г.С. Горшковым. Такие очаги имеют лишь локальное значение. Другой формой существования расплавов может быть их рассеянное размещение в виде плёнок, тонких прослоек или капель. Это связано с тем, что состав всех оболочек Земли весьма сложен. Среди пород и минералов могут оказаться сравнительно легкоплавкие разновидности, которые и могут привести к образованию описанных жидких вкраплений. Таким образом, понятие о температуре плавления мантии становится очень неопределённым. Не только для горных пород, но и для минералов достаточно сложного состава можно говорить не о температуре плавления, а только об интервале температур, в котором происходит плавление. Простейшим примером может служить один из самых характерных для мантии минералов – оливин – (Мg, Fe)2SiO4. В зависимости от процента содержания Mg и Fe его плавление протекает по-разному, что видно из рисунка 5. На этом рисунке поля твердой и жидкой фаз разделены сигаровидным интервалом, в котором сосуществуют твёрдая и жидкая фазы. Нижний предел интервала плавления называется солидусом, верхний образует кривую ликвидуса. Изменение температуры плавления с глубиной оценить крайне трудно. Обычный путь с использованием экспериментальных данных и формулы КлаузисаКлапейрона ограничен небольшими глубинами, так как входящие в формулу параметры для больших глубин неизвестны. Проблема осложняется еще больше благодаря присутствию в мантии воды. Даже небольшое присутствие воды обычно очень сильно снижает температуру плавления породы. За нижний предел температуры в мантии Земли обычно принимается ход 39 ФИЗИКА ЗЕМЛИ T, °C Рисунок 5. Диаграмма плавления оливина. 1800 адиабаты. Под действиɄɪɢɜɚɹ ɥɢɤɜɢɞɭɫɚ ем давления вышележащих толщ вещество 1600 Земли должно было испытать сжатие и при Ʉɪɢɜɚɹ ɫɨɥɢɞɭɫɚ 1400 этом разогреться по адиабатическому закону. Возможным выно1200 сом тепла через тепло20 40 60 80 Fe2SiO4 проводность при этом Mg2SiO4 пренебрегается ввиду Fe2SiO4,%, ɜɟɫ крайне низкой теплопроводности вещества Земли. Даже если в глубинах Земли существует конвекция, то и в этом случае температура не может быть ниже адиабатической. На рисунке 6 нанесены указанные пределы. Адиабата (кривая 1-1), начинается на глубине 100 км от температуры 1000° С. Такая температура получена, как минимальная для данной глубины, исходя из данных о величине теплового потока из недр Земли, из температуры вулканических лав и по ряду других данных. Дальнейший ход адиабаты рассчитан по известной формуле (формуле Линдемана): ɀɢɞɤɨɫɬɶ ск ог о Ɉɥɢɜɢɧ + ɀɢɞɤɨɫɬɶ ун рс ив е dT gαT = ( 4 .7 ) dl C ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев Ɉɥɢɜɢɧ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й где a - коэффициент теплового расширения, C – теплоёмкость. Отношение a/С берётся из сейсмологии в соответствии с вышеприведёнными моделями. В качестве верхнего предела берётся кривая плавления 2-2. Её начало взято по экспериментальным данным для ликвидуса. Дальнейший ход кривой рассчитан по приближенным формулам того же характера, что и известная формула Линдемана (4.7). В основе таких расчётов лежат столь грубые предположения, что в дальнейшем не имеет смысла делать различия между температурами солидуса и ликвидуса. На рисунке приведена также средняя кривая Т - Т, которую в каком-то смысле можно рассматривать как наиболее вероятный ход температуры в мантии Земли. Кроме того, на рисунке дана кривая плавления железа 4-4. Если считать что внутреннее ядро возникло благодаря затвердеванию железа, то точка А на кривой 4-4 даёт температуру на глубине 5100 км. В этом случае кривая Т – А даёт ход температуры во внешнем ядре. Таким образом, оказывается, что внешнее ядро почти изотермично, что согласуется с представлением о его металлической природе, так как металлы обладают очень высокой теплопроводностью. Кривая Т – А в некотором смысле даёт нижний предел температуры в ядре. Адиабата Т – В даёт верхний предел, так как в жидком ядре температура не может быть существенно выше адиабатической. Кроме оценки пределов для температуры внутри Земли, были также сделаны попытки оценить саму температуру земных недр. Из геометрических измерений известно, что поток тепла из глубин Земли составляет в среднем 1,4×10-6 кал/см2•с. Сделав некоторые более или менее правдо40 I часть 0 т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Ɍɟɦɩɟɪɚɬɭɪɚ, ɋ ит е Рисунок 6. Температура в глубинах Земли. ар ст ве нн ы й ун ив е рс подобные гипотезы о размещении источников тепла по глубине (обычно главным источником тепла считается тепло радиоактивных превращений урана, тория и калия, содержащихся в горных породах) и о начальной температуре света, можно, решая уравнение теплопроводности, построить модели тепловой истории Земли. Такие расчёты обычно приводят к довольно сильно отличающимся друг от друга вариантам тепловой истории нашей планеты. Однако основанные на таких расчётах ''температурные разрезы'' Земли для настоящего времени, хотя и заметно различаются, тем не менее, все лежат в пределах, нанесённых на рисунке 5. Однородная модель Земли. уд 4.8. ат ов ск ий го с Простейшей моделью нашей планеты является однородная модель ρ = ρ(r) = ρ = 5,52 г/см3. Значение ρ = 5,52 г/см — средняя плотность Земли. Для однородной модели можно рассчитать распределение ускорения силы тяжести и давления. Ускорение силы тяжести g определяется с помощью формулы, известной из элементарного курса физики (из закона всемирного тяготения Ньютона): С ар g= Gm r2 (4. 8) Здесь G = 6,07 • 10-8 см3/г • с2 - гравитационная постоянная, m - масса, заключенная внутри сферы радиуса r, r - радиус. В случае однородной модели величина m равна произведению объема сферы радиуса r на постоянное значение плотности ρ: m= 4π 3 rρ 3 (4.9) 41 ФИЗИКА ЗЕМЛИ Подставляя эту величину в (3.3), получим 4π r G R ρ, x = , g0 = 1000 см/сек2 (4.10) 3 R g = g0 x, g0 = ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о где x – безразмерный радиус, измеряющийся от 1 на поверхности планеты до нуля в центре. Следовательно в однородной модели ускорение силы тяжести изменяется по линейному закону, уменьшаясь от своего максимального значения на поверхности до нуля в центре. Давление на глубине ℓ = R-r равно весу пород вышележащих слоев. Если бы наряду с плотностью ускорение g было бы также постоянно, то давление на глубине ℓ просто равнялось бы ρgℓ. В общем случае, когда плотность ρ и ускорение силы тяжести g зависит от глубины (или, что то же самое, от радиуса), поступают так. Планету разбивают на столь тонкие сферические оболочки, что в каждом слое значение ρ и g является примерно постоянным. Определив, таким образом, вес пород на единицу площади в каждом слое ρigiΔℓi (i – номер слоя), находят давление, суммируя вес всех вышележащих слоев. В результате для однородной модели получается квадратичная зависимость давления от безразмерного радиуса x. Таким образом, получаем, что в однородной модели давление растет по квадратичному закону от нуля на поверхности (x = 1) до 1,73•106 бар в центре (x = 0) однородной Земли. В реальной Земле имеется заметная концентрация массы к центру (Земля имеет железное ядро). В результате ускорение силы тяжести в реальной Земле спадает заметно слабее, чем в однородной модели, и соответственно давление нарастает сильнее и принимает в центре примерно в два раза большее значение, порядка 3,6•106 бар. Таким образом, однородная модель для Земли является не очень хорошим приближением. Зато для нашего естественного спутника Луны однородная модель достаточно хороша. ы й Физические модели Земли. нн 4.9. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве Представляет интерес распределение в недрах Земли многих физических параметров, таких как теплоемкость, коэффициент теплового расширения, адиабатические температуры, коэффициенты теплопроводности и вязкости, коэффициент электропроводности и т. д. Модель Земли, в которой даны распределения всех этих величин, условно можно назвать физической моделью Земли. Идея метода, позволяющего получить искомые распределения, весьма проста. Следует теоретически вскрыть зависимость искомой величины от объема (или плотности) и температуры и, беря значение величины в некоторой точке (ρо, То) из эксперимента, дальнейший ее ход в недрах Земли найти, подставляя в соответствующую формулу распределения ρ(ℓ) и Т(ℓ), т.е. зависимости плотности и температуры от глубины. Реальной физической характеристикой среды является среднее расстояние между атомами, которое имеет порядок постоянной решетки. В недрах Земли вещество сжато слабо и соответственно электронное строение атомов в условиях земных недр меняется незначительно. Это позволяет оценить многие физические параметры земных недр с помощью методов физики твердого тела и физики высоких давлений. Чтобы построить термодинамику оболочки и ядра Земли и рассчитать термодинамические коэффициенты, необходимо определить две новые функции плотно42 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о сти земных недр: θ(ρ) - дебаевскую температуру и γ(ρ) - параметр Грюнайзена. Эти две функции полностью определяют термодинамику дебаевской модели твердого тела. Дебаевская температура разграничивает температурную область на высокотемпературную Т>θ, в которой свойства конденсированной среды подчиняются законам классической статистической физики и низкотемпературную Т<θ, где свойства среды подчиняются законам квантовой статистической физики и где теплоемкость не постоянна, а убывает пропорционально кубу абсолютной температуры (с ~ 1/Т3) при приближении к абсолютному нулю. В случае земных недр, оболочки и ядра, мы имеем дело с классическим предельным случаем Т >θ. Построение любой модели твердого тела начинается с того, что истинный спектр частот атомных колебаний заменяется некоторым более простым, поддающимся расчету спектром. Если сделать самое простое предположение и считать, что все частоты атомных колебаний равны, то мы придем к эйнштейновской модели твердого тела (1907 г.). Эта модель сыграла большую роль в истории физики, так как именно на ней А. Эйнштейн ввел квантовые представления в физику твердого тела, что позволило объяснить падение теплоемкости при низких температурах — явление, ставившее в тупик классическую физику. Следующий шаг был сделан в 1912 г. П.Дебаем. В дебаевской модели твердого тела истинный спектр собственных колебаний атомов, составляющих рассматриваемое тело, заменяется простым модельным спектром. Кванты тепловых колебаний в твердом теле называются фононами, в отличие от световых квантов - фотонов. Дебаевская температура — это измеренная в градусах энергия предельного дебаевского фонона. В предельном случае высоких температур Т >θ тепловой энергии достаточно, чтобы возбудить весь спектр тепловых колебаний атомов и это соответствует классическому предельному случаю. Данные сейсмологии позволяют нам определить дебаевскую температуру как функцию глубины в мантии Земли, т. е. θ(ℓ). Оказывается, что данные сейсмологии позволяют определить θ(ℓ) и для ядра Земли. Так решается первая часть задачи определения функции θ(ℓ) для земных недр. Вторая необходимая нам функция — это параметр Грюнайзена γ(ℓ). Эта функция характеризует изменение дебаевской частоты при изменении плотности и определяется как логарифмическая производная дебаевской температуры θ(ρ)по плотности. Поясним теперь подробно, как получают для оболочки Земли распределение коэффициента теплопроводности æ(ℓ) от глубины. Коэффициент теплопроводности оболочки Земли æ складывается из двух частей: æp - решеточной части коэффициента теплопроводности, обусловленной обычным механизмом переноса тепла в диэлектриках за счет диффузии тепловых колебаний кристаллической решетки — фононов (квантов тепловых колебаний), æл - лучистой части коэффициента теплопроводимости, обусловлен-ной переносом тепла инфракрасными электромагнитными волнами. Таким образом æ = æр + æл (4.11) Качественно изменение æ в оболочке Земли можно описать так. Вначале коэффициент теплопроводности убывает обратнопропорционально температуре. На глубинах 100—200 км темп нарастания температуры замедляется, а сами температуры становятся весьма высокими. В значении æ становится заметным вклад æл. Таким образом, где-то на глубинах 100—200 км расположен минимум коэффициента теплопроводности; другими словами, здесь находится теплозапирающий слой, препятствующий выходу тепла земных недр наружу. У Луны, Венеры, Марса и Меркурия примерно на тех же глубинах также должен располагаться аналогич43 ный теплозапирающий слой. Значение æ в нижней мантии, по крайней мере, на порядок больше, чем в верхней мантии. 4.10. Современные модели Земли. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Современные модели можно разделить на оптимальные и стандартные. Под оптимальной моделью понимают модель, наилучшим образом удовлетворяющему всем имеющимся данным о Земле, а стандартная модель также достаточно хорошо удовлетворяет данным наблюдений, но и еще достаточно проста, чтобы с ней было легко манипулировать в повседневной геофизической практике. В настоящее время большое число исследователей работает над этой основной задачей геофизики. Классические модели строились в постановке прямой задачи геофизики, т.е. методом подбора. Обилие новых данных позволило перейти к построению модели методом решения обратной задачи геофизики. Классические модели Земли сферически – симметричны. В то же время, поскольку 2/3 поверхности Земли покрыты океанами, а остальная часть занята континентами, существуют отклонения наружных слоев от сферической симметрии. Это обстоятельство и является главной причиной трудностей при построении современных моделей Земли. Вначале необходимо построить две средние региональные модели Земли: одну – океаническую, другую – континентальную. Две модели отражают отличие в строении среднеокеанического и среднеконтинентального регионов Земли, которые сосредоточены в коре и верхней мантии до глубины 420 км. Третья модель представляет среднюю модель этих двух региональных моделей Земли. Для краткости введены обозначения РЕМ-О, РЕМ-С, РЕМ-А (региональные модели океанического (Oceanic), континентального (Continental) и среднего типа (Average) типов) для параметрической модели Земли. В этих моделях реальная ситуация заметно упрощена, в особенности в зоне фазовых переходов на глубине 420 и 670 км (Рисунок 7). Простота моделей типа РЕМ является их преимуществом, а основные особенности строения недр Земли они описывают так же хорошо, как и более сложные модели. 44 РАЗДЕЛ 5. ПЛОТНОСТЬ И УПРУГИЕ ПОСТОЯННЫЕ ЗЕМЛИ. 5.1. Гравитационное поле Земли и его особенности. рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Между любыми двумя телами (частицами) в природе всегда существует силовое взаимодействие, в результате которого происходит их взаимное притяжение. Физическое поле этого взаимодействия носит название поля тяготения, или так называемого гравитационного поля (от лат. gravitus — тяжесть). Впервые закон всемирного тяготения сформулировал И. Ньютон в 1687 г. Этот закон имеет универсальный характер, так как притяжение, или «тяготение», присуще всем телам; оно проникает сквозь небесные тела так же свободно, как если бы этих тел не существовало. Основными измеряемыми элементами гравитационного поля Земли являются ускорение свободного падения и вторые производные потенциала силы тяжести. По этим данным определяют форму Земли, они используются в астрономогеодезических измерениях при определении высот пунктов и вычислении астрономо-геодезических уклонений отвеса. Элементы гравитационного поля Земли широко используют в гравиметрической разведке, навигации, метрологии и при решении целого ряда задач во многих других областях науки и техники. Изученность гравитационного поля Земли принято оценивать по аномалиям силы тяжести. По закону всемирного тяготения две точки притягиваются друг к другу с силой ив е F = f m1m2/r21,2 , (5.1) ст ве нн ы й ун где f - постоянная тяготения, равная (6,6720±0,041) • 10 -11 Н•м2/кг2; r1,2 - расстояние в метрах между точками 1 и 2, имеющими соответственно массы m1 и m2 в килограммах. На единицу точечной массы, жестко связанной с Землей, одновременно действуют три силы, геометрическая сумма которых, или их равнодействующая, носит название силы тяжести (G): ар r r r F + I + F' уд G= , (5.2) С ар ат ов ск ий го с где F — сила притяжения между точкой и всеми массами Земли; I — центробежная сила, возникающая вследствие суточного вращения Земли вокруг своей оси; F'—сила притяжения небесных тел. Силу F' определяют по зависимости (5.1). Ее числовое значение и направление непрерывно изменяются (из-за смены взаимного положения Земли и небесных тел), и это ведет к приливным изменениям G (см. подраздел 5.3.). Для исключения F' в результаты измерений обычно вводят специальную поправку. Сила F определяется распределением масс в теле Земли и ее формой. Если в первом приближении принять Землю за шар, состоящий из концентрических слоев постоянной плотности, то сила F будет направлена к центру Земли и подчинятся закону (5.3) F = fMmi/r2 где M и mi – соответственно масса Земли и i-й точки (i-я точка- точка, в которой вычисляют значение силы тяжести (G)); r – так называемое геоцентрическое 45 ФИЗИКА ЗЕМЛИ расстояние, r = x + y + z (x, y, z – геоцентрические координаты). Для реальной Земли значение силы F отличается от значения, вычисленного по формуле (5.3). Центробежная сила I направлена по радиусу малого круга, по которому происходит вращение Земли. Она равна: (5.4) I = mω2d где ω – угловая скорость вращения Земли; d – расстояние от оси вращение до i-й точки. 2 2 ск ог о 2 ев ,ɝ/ɫɦ 3 10 ны ш .Г .Ч ер ,Ʉɦ/ɫɟɤ 6 6 и Н S 5 8 ит е т им ен 4 200 400 600 ун 0 ив е рс 3 ɊȿɆ - Ⱥ ɊȿɆ - 0 ɊȿɆ - ɋ нн ы й Рис. 7. Модели верхней мантии Земли РЕМ-С (континентальная), РЕМ-О (океаническая) и РЕМ-А (средняя Земля).Для глубин больших 420 км. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве Максимума сила I достигает на экваторе, где она противоположна силе тяготения F. Центробежная сила стремится уменьшить силу притяжения (F). Если принять массу притягиваемой точки за единицу, то сила тяжести будет численно равна ускорению свободного падения (g). Поэтому иногда вместо полного термина «ускорение свободного падения» употребляют сокращенное выражение «сила тяжести». Она способствует удержанию тел и предметов на поверхности Земли. Обычно поле силы тяжести изучают, вводя понятие потенциальной энергии U. При этом потенциалом вектора G называется такая функция координат, частные производные которой по прямоугольным координатам равны проекциям этого вектора на соответствующие координатные оси. Как известно, при перемещении единичной материальной точки (масса m=1) на бесконечно малое расстояние dr будет совершена работа dA = Fdr. Эта работа связана с затратой энергии –dU = Fdr = f (M/r2) dr. Интеграл выражения f(M/r2)dr представляет собой потенциальную энергию U = f M/r, (5.5) или так называемый гравитационный потенциал однородного шара с массой М, который представляет собой скалярную функцию геоцентрических координат х, у, z материальной точки с единичной массой m. 46 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о С потенциальной энергией U тесно связано ускорение а единичной массы. Так, по второму закону Ньютона F = mа или с учетом формулы (5.3) (5.6) а = fM/r2 Сравнивая выражения (5.5) и (5.6), получаем а = - dU/dr (5.7) Знак «минус» означает, что вектор-ускорение направлен по геоцентрическому радиусу r в противоположном направлении (т.е. к центру Земли). Гравитационное поле Земли имеет сложную структуру, обусловленную неоднородностью вещества земной коры и мантии. Поэтому его принято разделять на две части: нормальное гравитационное поле и остаточное аномальное поле. Ранее отмечалось, что земной эллипсоид наилучшим образом аппроксимирует основную уровенную поверхность Земли — геоид. У него большая экваториальная полуось аэ, полярное сжатие α, масса М и угловая скорость осевого вращения ω совпадают с соответствующими параметрами Земли. Этот эллипсоид называют уровенным эллипсоидом (нормальной Землей). Его параметры определяют из совместной обработки данных астрономо-геодезических и гравиметрических работ и спутниковых наблюдений, выполняемых в планетарном масштабе. По стандартизируемым международным соглашениям, в качестве параметров нормальной Земли вычисляют нормальный потенциал U, нормальную силу тяжести g0, вторые производные нормального потенциала силы тяжести и другие элементы нормального поля. Реальные значения силы тяжести g, наблюдаемые в различных частях земной поверхности, отличаются от нормального ее значения g0. Разность g - g0 в пункте наблюдений называют аномалией силы тяжести gа (гравитационной аномалией). Величина gа обусловлена залеганием на глубине тяжелых или легких горных пород и руд. Аномалии бывают положительными («избыток масс»), обычно присущими глубоководным впадинам океанов, и отрицательными - в высокогорных областях материков и в районах залегания легких горных пород и руд. Обычно на поверхности Земли значение ga составляет несколько десятых долей сантиметра на 1 с2, достигая иногда и целых единиц в горах и глубоководных впадинах. Так, аномалии силы тяжести в свободном воздухе г. Мауна-Кеа (о. Гавайи) для высоты 4214 м составляет +0,669 см/с2, в Марианской впадине на глубине 8740 м ga = - 0,244 см/с2. Обычно значения ga отражают изменение гравитационного поля при переходе от одного типа земной коры к другому; они не коррелируют (не наблюдается взаимосвязь) с положением материков и океанов; знак ga не меняется на протяжении тысяч километров. Чаще всего наблюдается неравенство g > g0 над морскими и океаническими пространствами, а над материками g < g0. Подобные соотношения между реальными (g) и теоретическими (g0) значениями ускорения свободного падения объясняются тем, что сравнительно малая масса воды океанов и морей компенсируется массой горных пород большой плотности (базальт, перидотит, имеющие плотность около 3,3•103 кг/м3). На материках под горными хребтами залегают, видимо, породы пониженной плотности. Все это означает, что на изменения g влияет геологическое строение района, т. е. неравномерное распределение плотностей масс внутри Земли. При продвижении в глубь Земли сила тяжести уменьшается, и в центре Земли доходит до нуля. Это является следствием двух причин. С одной стороны, к центру Земли сила притяжения возрастает обратно пропорционально квадрату радиуса, с другой — убывает пропорционально уменьшению массы, так как внешние массы вышерасположенных слоев на данную продвигающуюся вглубь точку не действуют. 47 5.2. Понятие об изостазии, вязкость, ползучесть Земли. ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Первые доказательства крупных вертикальных движений земной коры были получены при экспериментах, включавших измерения силы тяжести. Попытки «взвесить» Землю (около 1740 г.), сравнивая гравитационное притяжение ее массы с притяжением горного массива, показали, что масса горы меньше, чем ожидалось. Позднее обнаружилось, что недостаток массы характерен для всех гор, в том числе для Гималаев, но объяснение этому факту было дано только в 1855 г., когда сэр Джордж Эри и Архидиакон Пратт независимо один от другого сформулировали принцип изостазии. Он гласит, что горы имеют большую высоту только потому, что они сложены легким материалом, «плавающим» на более плотном и податливом субстрате. Предложенные два объяснения различались тем, что Пратт считал, что самые высокие горы сложены самым легким веществом, а Эри - что они имеют наибольшую толщину. Но и тот, и другой были согласны с тем, что горы в целом (а фактически и весь верхний слой Земли) плавают на поверхности более плотного материала. Представление об изостазии, очевидно, требует наличия жесткого слоя, лежащего над пластичным: верхний слой, чтобы сохранялся рельеф Земли, должен иметь конечную жесткость, иначе горы растекались бы, как масло или нефть, пролитые на поверхность воды; нижний слой, чтобы материал мог в него погружаться, должен быть мягким, податливым. Эти два слоя, жесткий и пластичный, получили названия литосфера и астеносфера соответственно. Конечно, литосфера, обладая определенной прочностью, может выдержать некоторые изменения нагрузки без изостатического выравнивания, но в глобальном масштабе этой прочностью можно пренебречь. У Пратта и Эри было мало возможностей проверить свои теории, но в настоящее время известно, что хотя действуют оба типа изостатической компенсации, горы имеют большую высоту в первую очередь потому, что у них есть глубокие «корни», тогда как уровень материков в целом выше уровня океанов, потому что материки сложены менее плотным материалом. Иначе говоря, существует фундаментальное различие между океанами и континентами как в структуре, так и в составе. Существование пластичной астеносферы может показаться несовместимым с фактом прохождения через нее поперечных волн, распространяющихся только в упругом жестком веществе. Решение этого парадокса связано с различием масштабов времени: астеносфера является жесткой по отношению к напряжениям, которые действуют только короткое время, но она поддается длительным напряжениям. Любой материал, который, подобно веществу мантии, может вести себя то, как жесткое твердое тело, то, как пластичная масса, имеет, очевидно, сложные механические свойства, но мы можем говорить о его вязкости, как если бы это была жидкость, имея в виду, что речь идет только о деформациях, вызываемых постоянными напряжениями, действующими в течение длительного времени. Настоящая вязкость - это мера «густоты» жидкости, т.е. мера ее сопротивления течению. Деформировать жидкость - значит, ее сдвинуть, и движение в жидкости можно себе представить как скольжение друг по другу бесконечно тонких слоев. При таком скольжении отдельные молекулы перескакивают от одного слоя к другому, тем самым как бы стремясь выровнять скорости слоев, и, что в данном случае важнее, связи, существующие между этими молекулами и препятствующие их рассеиванию в виде газа, постоянно то разрушаются, то восстанавливаются. Этот процесс и создает вязкость. В простейших жидкостях, таких, как вода, скорость, с которой слои скользят друг по другу, просто пропорциональна сдвигающей силе (ньютоновская 48 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о вязкость), но многие жидкости ведут себя более сложным образом. Известные примеры - яичный белок и тиксотропная (не образующая капель) краска. В кристалле атомы удерживаются на местах, фиксированных относительно соседних атомов, силами, действующими между ними. Соответственно когда начинает действовать умеренная скалывающая (касательная) сила, вся кристаллическая решетка меняет форму. Если убрать эту силу, решетка возвращается точно к своей первоначальной форме, проявляя, как говорят, упругое поведение. Но если напряжение существенно возрастет, связи будут разрываться. В лаборатории это вполне может вызвать раскол образца надвое, но глубоко в Земле окружающее давление так велико, что кристалл всегда в целом сохраняется. Ясно, что новый кристалл при снятии напряжения не вернется к начальной форме, и это будет уже неупругая, или пластическая, деформация. Всеобщее, так сказать «оптовое», скольжение одной части кристалла относительно другой встречается редко. Так происходит потому, что в решетках всех природных кристаллов имеются дефекты, что допускает в отдельных местах внутри кристалла небольшую перестройку, иногда затрагивающую за один раз только один атом. Много мелких перестроек, последовательно захватывающих весь кристалл, может сложиться в значительную остаточную деформацию. Это явление, называемое ползучестью или крипом, хорошо известно в технике. При комнатной температуре, когда наиболее простые перестройки в материале уже «использованы», ползучесть замедляется (происходит «упрочнение» вещества). Однако при температурах, приближающихся к точке плавления, возросшая подвижность атомов допускает неопределенно долгое развитие ползучести, и это относится ко всей мантии глубже нескольких десятков километров. Аналогичный пример ползучести в кристаллическом твердом веществе - движение ледников вниз по долинам. При описанных условиях твердый материал ведет себя как очень густая жидкость и может быть охарактеризован вязкостью η, при этом определяемое из соотношения для ньютоновской вязкости касательное напряжение равно произведению вязкости на скорость деформации. Соответственно мантия может выдержать избыточное напряжение как упругая среда, если только это напряжение прилагается в течение более короткого времени по сравнению с тем, которое требуется атомам для перескока на новое место и для закрепления в новом положении. Это объясняет, каким образом вещество может проявлять (на кристаллическом уровне) вязкое поведение под действием постоянной силы и при этом упруго отвечать на кратковременные импульсы. Таким образом, для сейсмических волн, имеющих период всего лишь несколько секунд, мантия представляет собой упругую твердую среду, но на нагрузку со стороны земной коры и на другие силы, действующие в течение многих тысяч лет, она реагирует как вязкая жидкость. Конкретное расположение атомов, допускающее развитие ползучести, принимает различные формы в зависимости от температуры, величины напряжения и характера материалов. В одних случаях скорость ползучести очень сильно зависит от напряжения и иногда бывает, пропорциональна его четвертой степени, а в других случаях это простая пропорциональная зависимость. В настоящее время нет единого мнения о том, какой из нескольких известных механизмов ползучести преобладает в мантии, и вследствие этого мы не можем быть уверены, что наши нынешние ограниченные знания о вязкости применимы ко всем условиям, существующим в недрах Земли. 49 5.3. ФИЗИКА ЗЕМЛИ Земные приливы. ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Приливообразующие силы по своей природе подобны силам земного притяжения и противоположны им по знаку. Они возникают в системах Земля-Луна, Земля-Солнце и во всех связях Земли с другими планетами Солнечной системы. Однако их геофизическая роль велика: они вызывают явления приливов в атмосфере, гидросфере и твердом теле Земли. Чтобы понять механизм образования приливообразующих сил, рассмотрим систему Земля-Луна. Земные приливы возникают под действием взаимного притяжения планеты и обращающегося вокруг нее спутника. Внешним проявлением на Земле этого явления являются приливы и отливы в океане, в ходе которых уровень воды дважды в сутки поднимается и опускается до своих максимальных отметок. Это объясняется притяжением Луны между двумя одноименными кульминациями ее на меридиане вокруг своей оси, которые происходят быстрей, чем Луна совершает свой полный оборот вокруг Земли. Поэтому интервал времени между двумя смежными циклами приливных явлений составляет 24 часа 50 мин. В ходе вращения Земли приливные волны дважды в сутки обходят ее поверхность. Высота прилива в океане не превышает 1-2 м. Однако, когда приливная волна подходит к шельфовому мелководью, она возрастает до нескольких метров. Волны прилива наблюдаются и в твердой коре и достигают 51 см при сложении поля тяготения Луны и Солнца. Приливное трение, возникающее при движении жидкой и в меньшей степени твердой волн, приводит к торможению осевого вращения земли и ее спутника. По этой причине Луна уже давно прекратила свое вращение вокруг оси и постоянно обращена к планете одной стороной. В системе Земля-Солнце также действует приливообразующая сила. Но эти приливы отдельно не наблюдаются, они только изменяют величину лунных приливов. Суммарно эти изменения зависят от взаимного расположения центров масс Солнца, Земли и Луны. Во время новолуний и полнолуний лунный и солнечный приливы наступают одновременно и поэтому приливообразующие силы систем Земля-Луна и Земля-Солнце складываются, наступает самый большой прилив. Величина прилива в любой точке морского побережья во многом зависит от очертания берегов. В узких бухтах, куда приливная волна входит беспрепятственно, приливы наибольшие. В бухтах, при входе в которые энергия приливной волны гасится узкой горловиной, приливы наименьшие. Явления приливов происходят также в атмосфере. В атмосфере приливы проявляются в периодических изменениях атмосферного давления, наиболее четко – с периодом в 12 часов. ат 5.4. Несмотря на недоступность глубинных недр Земли для непосредственных исследований, распределение плотности вещества мантии и земном ядре удается определить достаточно надежно по данным о скоростях распространения в этих геосферах сейсмических волн. Впервые разработанная К. Е. Булленом (1958 – 1983 гг.) такая методика впоследствии была существенно усовершенствована другими исследователями за счет привлечения дополнительной информации о свободных колебаниях Земли. В основе методики определения распределения плотности в Земле лежат из50 ар С Распределение плотности в недрах Земли. I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о вестные уравнения гидростатики и термодинамические соотношения, связывающие радиальные градиенты плотности в среде с сейсмическим параметром среды φ(r): dp/dr = - γm(r)ρ(r)/r2 φ(r) dm/dr = 4πr2ρ(r) (5.8) φ(r) = dp(r)/dρ(r) = νр2 - νs2/3, где r - текущий радиус с началом в центре Земли; ρ(r) - плотность вещества на уровне r; р(r) – давление на уровне r; γ - гравитационная постоянная; m(r) - масса, заключенная в сфере радиуса r; νp и νs – скорости, соответственно, продольных и поперечных волн. В связи с тем, что скорости сейсмических волн с глубиной меняются (обычно возрастают), интерпретация сейсмических годографов с целью определения зависимостей νр(r) и νs(r) проводится по методу Герглотца-Вихерта, специально разработанному для исследования градиентных сред. Уравнениями (5.8) можно пользоваться в слоях с постоянным составом и неизменным фазовым состоянием вещества. Для мантии условие постоянства состава принять можно, однако, происходящие в ней фазовые перестройки с образованием плотных кристаллических структур вещества сильно осложняют задачу. Тем не менее, учитывая, что главные фазовые переходы происходят на глубинах от 400 до 800—900 км, т. е. в переходном слое Голицына (слой С), можно принять, что в нижней мантии условие постоянства фазового состояния вещества приблизительно сохраняется, а в переходном слое Голицина уравнение состояния мантийного вещества аппроксимируется простой (например, квадратичной) зависимостью: (5.9) ρ(r)= аr2 + br + c, где a, b и c – константы, подбираемые так, чтобы зависимость ρ(r) была непрерывной функцией на обеих границах слоя С, а dρ/dr – непрерывной только на подошве слоя. Уравнения (5.8) позволяют определять лишь градиенты плотности, поэтому для построения зависимости ρ(r) необходимо задаваться граничными значениями плотности на поверхности Земли или в ее центре. Дополнительные уточнения в распределении плотности с глубиной, особенно в переходном слое Голицына, позволяют внести данные о частотном спектре собственных колебаний Земли, возбуждаемых, например, сильными землетрясениями. Используя описанную методику, Буллен, Жарков, Дзевонский и другие построили наиболее известные и популярные в настоящее время модели распределения плотности в Земле (см. Рис. 8). Рисунок 8. Распределение плотности в разных моделях Земли: 1 - модель Наймарка-Сорохтина; 2 - модель Жаркова “Земля-2”; 3 - модель А1 Буллена; 4 - модель А2 Буллена; 5 - модель первичной Земли Наймарка-Сорохтина. 51 ФИЗИКА ЗЕМЛИ и Упругие постоянные, давление и ускорение силы тяжести внутри Земли. им ен 5.5. Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Как видно из данного рисунка, плотность верхней мантии постепенно возрастает с глубиной вследствие сжатия ее вещества. Начиная с глубины 400 км, плотность мантии возрастает более резко и скачкообразно. С глубины примерно 900 км плотность медленно увеличивается до глубины примерно 2900 км. Резкое возрастание плотности в переходном слое С, как уже отмечалось, связано с происходящими на этих глубинах полиморфными переходами мантийного вещества в более плотные фазы: оливина - в шпинелевую фазу, пироксена — в ильменитовую и далее — в перовскитовую и т. д. При этом предполагается, что в нижней мантии существенных перестроек в кристаллическом строении вещества больше не происходит, поскольку все окислы там уже предельно уплотнены. На глубине около 2900 км плотность в Земле скачком увеличивается почти в 2 раза: примерно с 5,6 г/см3 на подошве мантии до 9,5 — 10 г/см3 на поверхности ядра. В ядре плотность вещества вновь монотонно возрастает. В некоторых моделях строения Земли предполагается, что между внешним и внутренним ядром на уровне слоя F происходит еще один, правда, менее значительный скачок плотности, свидетельствующий об изменении на этой глубине фазового состояния или состава «ядерного» вещества. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т Упругие свойства абсолютно упругого однородного тела определяются двумя модулями: модулем объемной упругости, который характеризует изменение объема при всестороннем “сжатии”, и модулем сдвига μ, который определяет изменение формы при чистом сдвиге. Кроме того, часто пользуются следующими величинами: модулем упругости Юнга Е, коэффициентом Пуассона σ и константой Ламэ λ. Каждые две из предшествующих констант определяют изменение объема и формы однородного твердого тела при вполне упругом процессе. Наличие упругих процессов свидетельствует о действии деформирующих сил (напряжений). Напряжение есть сила, приходящаяся на единицу площади, на которую эта сила действует. Обычно пользуются не напряжением, а его компонентами. Компонента, перпендикулярная поверхности, называется нормальным напряжением (нормальной составляющей), а компонента, направленная вдоль поверхности, — тангенциальной составляющей. Если нормальное напряжение направлено к поверхности, оно будет давлением, при действии в противоположном направлении возникает растяжение. Давление вызывает сжатие, растяжение — расширение. Результатом тангенциального напряжения является сдвиг. Выделяют несколько упругих постоянных. Жесткость (модуль сдвига). Модуль сдвига пропорционален тангенциальному напряжению, необходимому для образования данной деформации сдвига. Этой константой можно пользоваться лишь при чисто упругих процессах, и поэтому она не применяется при наличии пластических изменений. Таким образом, в противоположность установившемуся мнению, ни течения под корой, ни растекание континентов, ни в какой мере не зависят от жесткости. Модуль сдвига важен, главным образом, в связи с упругими волнами сдвига, или поперечными волнами. В большинстве пород поверхности Земли он равен примерно 3∙10-11 дин/см2. Он уменьшается с увеличением температуры и увеличивается с увеличением давления. Так как, по всей вероятности, большая часть мантии Земли состоит из силикатного материала, то определения модуля сдвига для такого материала и, особенно, разли52 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о чий модуля сдвига при кристаллическом и стекловидном состоянии вещества, при различных температурах и давлениях, имеют большое значение. К сожалению, у нас очень мало данных по этому вопросу, и до настоящего времени мы ничего не знаем о модуле сдвига стекловидных материалов под высоким давлением и при температуре выше точки плавления. Сведения о модуле сдвига μ внутри Земли можно получить из наблюдений скорости поперечных волн ν и по данным о плотности ρ, так как μ =ρ Vs 2. Для мантии Земли скорость поперечных волн известна с достаточной степенью точности. Однако данные о плотности менее надежны, особенно для более глубоких частей мантии. Ни одна поперечная волна, проходящая через ядро, не была установлена с такой степенью вероятности, чтобы ею можно было уверенно воспользоваться для определения модуля сдвига в ядре. В некоторых случаях наблюдались волны, которые, возможно, были поперечными волнами, проходящими через ядро. Однако они точно так же могли быть волнами других типов. Модуль сдвига увеличивается внутри Земли с увеличением глубины. В современных отложениях он составляет примерно 1010 дин/см2; в гранитном слое континентов – около 3∙1011 дин/см2; на глубине 100 км – около 6,5∙1011; на глубине нескольких сот километров – около 1012 дин/см2; между 1000 и 1500 км – около 2∙1012 дин/см2 и в оболочке вблизи ядра на глубине 2900 км – около 4∙1012 дин/см2. Внутри ядра модуль сдвига значительно меньше, вероятно менее 1011 дин/см2, а может быть и много меньшего порядка. Сжимаемость и модуль объемной упругости. Модуль объемной упругости k пропорционален изменению давления Δр, которое необходимо для изменения данного объема V на некоторую величину Δv. Величина k равна (- (Δр/Δv)v). Чем больше модуль объемной упругости, тем меньше сжимаемость. Хотя очень легко произвести лабораторные определения модуля объемной упругости и у нас больше данных о нем, чем о модуле сдвига, однако определить его в недрах Земли труднее. Единственный метод, которым пользовались до настоящего времени, исходит из скорости продольных волн Vр, скорости поперечных волн v в сочетании с плотностью ρ. (5.10) k = ρ(Vр 2 – 4/3 Vs 2) По имеющимся данным, значения, определенные этим путем, по-видимому, достаточно хорошо согласуются с лабораторными данными, полученными статистическими методами. В гранитном слое континентов модуль объемной упругости, определенный по скоростям сейсмических волн и плотности, равен примерно 5∙1011 дин/см2. В Тихом океане на глубине нескольких километров он, вероятно, приближается к величине 10∙1011 дин/см2. Для глубин между 50 и 100 км модуль объемной упругости повсеместно составляет около 12∙1011 дин/см2. Для ядра модуль объемной упругости предполагается равным нулю. Модуль упругости Юнга. Большинство экспериментов по упругим константам имеет дело с модулем Юнга. В геофизике и особенно в сейсмологии модуль Юнга не играет существенной роли, так как он обычно подсчитывается по модулю сдвига и модулю объемной упругости. Модуль Юнга Е является силой, которую нужно приложить к концу цилиндра, чтобы растянуть его вдвое при условии, что изменение длины происходит пропорционально силе (т.е. рассматриваются упругие деформации), вне зависимости от ее величины (закон Гука). Это предположение справедливо в пределах ошибки при решении большинства геофизических проблем, так как в этих случаях силы и упругие деформации обычно невелики. 53 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ат ов ск ий го с ве давление р, г/см•с2 0,009 . 1012 0,136 . 1012 0,300 . 1012 0,49 . 1012 0,78 . 1012 0,37 . 1012 1,39 . 1012 3,12 . 1012 3,48 . 1012 3,51 . 1012 Графическая зависимость давления и ускорения силы тяжести внутри Земли показана на рисунке 9. Обладая указанными исходными данными, мы можем теперь вычислить вес столбика с поперечным сечением, равным 1 см2, и длиной, равной радиусу Земли или любой её части. Это и будет давление, оказываемое весом вышележащих пород на элементарную площадку (1 см2) в глубине Земли. Расчёты приводят к следующим цифрам: у подошвы земной коры (на глубине 50 км) – около 13 тыс. атмосфер, т.е. 13 т/см2, на границе ядра – около 1,3 млн. атмосфер; в центре Земли – почти 4 млн. атмосфер. 54 ар С ускорение силы тяжести g, см/сек2 982 985 997 999 991 985 1037 762 452 126 0 ст уд ар глубина h, км 0 33 400 800 1200 1800 2900 4000 5000 6000 6370 нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Величина модуля Юнга Е для песчаника имеет порядок 2∙1011 дин/см2, для гранитного слоя континентов – около 7∙1011 дин/см2, на глубине несколько километров ниже дна Тихого океана – около 12∙1011 дин/см2 и повсеместно на глубине от 50 до 100 км – около 15∙1011 дин/см2. Она увеличивается с глубиной подобно модулю объемной упругости и модулю сдвига и достигает максимума, равного примерно 1013 дин/см2 в оболочке около границы ядра. Внутри ядра она, вероятно, значительно меньше 1012 дин/см2 и, возможно, близка к нулю. Коэффициент Пуассона. Если цилиндр деформируется силами, действующими на оба его конца в противоположных направлениях вдоль оси, то изменяется как его диаметр, так и длина. Отношение этих двух изменений называется коэффициентом Пуассона. Его максимум равен ½ для материала, не обладающего жесткостью, а также для несжимаемого материала, так как оно зависит только от отношения модуля сдвига к модулю объемной упругости. Его минимум равен нулю для абсолютно жесткого материала (или для материала, модуль объемной упругости которого равен нулю). Для большинства горных пород он близок к ¼. Значение σ, найденное для гранитного слоя, немного меньше ¼; в более глубоких континентальных слоях оно приблизительно равно ¼; в еще более глубоких частях оболочки оно слегка превышает ¼, достигая максимума, примерно равного 0,3 вблизи ядра. Внутри ядра коэффициент Пуассона близок к ½. Что касается силы тяжести, или точнее, ускорения силы тяжести, то в случае, если бы Земля состояла из пород одного и того же удельного веса, ускорение силы тяжести по своей величине падало бы равномерно от поверхности к центру. Но так как ядро плотнее наружных частей, ускорение силы тяжести близ границы ядра достигает своего максимума (превышающего нормальное значение ускорения силы тяжести на поверхности Земли процентов на 10) и лишь после того начинает быстро падать, доходя до нуля: точка, находящаяся в центре земного шара, притягивается всеми окружающими её частями с одинаковой силой по всем радиусам, а в итоге – равнодействующая действительно равна нулю. Ускорение силы тяжести и давление внутри Земли (по В. А. Магницкому). С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о I часть Рисунок 9. Давление и ускорение силы тяжести внутри Земли. 55 ФИЗИКА ЗЕМЛИ РАЗДЕЛ 6. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ЗЕМЛИ. 6.1. Термическая история Земли. нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Было исследовано несколько моделей Земли, охватывающих широкий диапазон различных возможных вариантов строения и эволюции Земли. Однако любая модель должна отразить как можно более полно физические свойства, которые хотят исследовать. Так, при рассмотрении свойств оболочки можно пренебречь детальной сложной структурой и изобразить ее как тонкую оболочку одинаковой мощности и состава. Это не означает, что такое грубое представление идеально подходит для любых исследований. Если другая модель может учитывать в равной мере геологические и химические факты, конечно, ей нужно отдавать предпочтение. Но и построение абстрактной модели для исследования специфических физических явлений не приносит вреда, если не распространять результаты на детали структуры или отождествлять каждую оболочку с определенным типом пород. Первоначальная температура Земли, конечно, определяется ее происхождением. Вообще говоря, существует две точки зрения: первая постулирует «горячее», а вторая — «холодное» происхождение Земли. Если Земля первоначально была горячей, то ее термическая история была прослежена от времени застывания, причем начальной температурой была температура точки плавления. При образовании Земли в результате холодного наращивания частиц пыли, независимо от радиоактивности, она разогрелась бы под воздействием сжатия, хотя могла расплавиться и не полностью. Модели первоначального распределения температур приведены на рисунке 10. Рисунок 10. Первоначальное распределение температуры: С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве I - кривая точки плавления, по Булларду, с температурой в центре Земли около 8000°С; II - кривая точки плавления, по Аффену, с температурой в центре Земли около 5500°С; III - кривая точки плавления, по Джекобсу, с температурой в центре Земли около 4500°С; IV - распределение температуры в случае «холодного» происхождения Земли. В этом случае не должно быть сильного изменения температуры с глубиной, а потому было выбрано постоянное значение 1000°С, отклонения от которого легко могут быть объяснены. 56 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Процессы охлаждения Земли из любого начального распределения температур обнаруживают много общих черт. Рисунок 11, соответствующий кривой III (по Джекобсу), характерен для всех четырех случаев и показывает, как медленно изменяется температура на больших глубинах. На этих глубинах термические условия незначительно отличаются от их первоначальных значений. С другой стороны, вблизи поверхности охлаждение более значительно, и поверхностный тепловой поток для времени 4•109 лет лишь в малой степени зависит от принятого начального распределения температур в поверхностном слое толщиной в несколько десятков километров. Вторая часть задачи — разогревание Земли вследствие радиоактивности — гораздо более сложна, и Рисунок 11. Зависимость распределеполное решение ее невозможно без ЭВМ. ния температуры от времени на разМетод решения с помощью ЭВМ учитыва- личных глубинах для нерадиоактивет любую желаемую концентрацию ради- ной Земли (модель 3). оактивных элементов в девяти оболочках. Поэтому вполне возможно довольно точно приблизиться к любому желаемому распределению радиоактивности. До сих пор было исследовано четыре модели. Модель А — упрощенная, и в ней не пытаются достичь детального соответствия структуре коры. Эта упрощенная модель состоит из трех оболочек: тонкий слой коры толщиной 20 км гранито-гранодиоритового состава, однородная дунитовая мантия и плотное ядро, имеющее состав, как в железных метеоритах. Если не считать упрощенного слоя коры, эта модель идентична модели, предложенной Булленом. Модель В, предложенная Адамсом и Вильямсоном, более детальна. Для коры принимается структура из четырех пятнадцатикилометровых слоев: верхний слой гранито-гранодиоритового состава и остальные три слоя от кислого до основного. В интервале от 60 до 1600 км материал мантии отождествляется с дунитом, от Рисунок 12. Зависимость распределе- 1600 до 3000 км — такого же состава, что и ния температуры от времени на раз- палласитовые метеориты. личных глубинах для радиоактивной Состав ядра вновь отождествляется Земли (модель В). с железными метеоритами. Температуры 57 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о на различных глубинах в Земле в различное время в прошлом для этой модели показаны на рисунке 12. Можно видеть, что на глубине происходит непрерывное увеличение температурного градиента, тогда как вблизи поверхности после очень быстрого возрастания температура начинает понижаться со временем. Модель С — видоизмененная модель В с уменьшенным содержанием радиоактивности в поверхностных слоях. В этой модели для коры берется двухслойная структура (слои по 15 км) вместо четырехслойной, как в модели В. Слой дунита занимает здесь интервал глубин 30—1600 км вместо 60—1600 км. Для сравнения была построена модель D, в которой допускается постоРисунок 13. Зависимость распределения янное распределение радиоактивности температуры от времени на различных с глубиной. В этом случае получаетглубинах внутри Земли (модель 3, В). ся такое же непрерывное увеличение температуры на глубине со временем, хотя отсутствует быстрый подъем, за которым следовало уменьшение температуры вблизи поверхности. Вместо этого температура вблизи поверхности со временем постепенно увеличивается, но гораздо медленнее, чем на глубине. Безусловно, это связано с отказом от высокой концентрации радиоактивности в слоях коры, которая характерна для других моделей. Чтобы получить полную картину термической истории Земли, разогревание Земли от нулевой температуры, обусловленное радиоактивностью, следует суммировать с охлаждением от ее начальной температуры, то есть любая из четырех моделей А, В, С или D должна быть скомбинирована с одной из четырех моделей I, II, III и IV. Получается 16 возможных комбинаций, и нецелесообразно воспроизводить их все, прежде всего потому, что модели имеют много общего. На рисунке 13 показано распределение температур для модели III, В, соответствующей «горячему» происхождению Земли. Несмотря на крайне низкие концентрации радиоактивности в глубокой мантии и ядре, здесь все же еще происходит разогревание до 200 или 300° C. Условия вблизи поверхности в далеком прошлом, по-видимому, сильно отличались от настоящих. Действительно на глубинах 50—100 км могла произойти даже переплавка материала в течение первых 1000 млн. лет. Если это так, то можно было бы объяснить ныне хорошо установленный факт, что возраст Земли 4500 млн. лет, хотя не найдено никаких пород старше 3000 млн. лет. Однако это непродолжительное первоначальное повышение температуры вскоре прекратилось, и началось охлаждение. Скорость охлаждения в прошлом была больше, чем сейчас, и это позволяет предположить, что орогеническая деятельность (складкообразование) могла ослабеть со временем и, возможно, в далеком прошлом была вызвана другими процес58 I часть ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о сами. Нынешние температуры на глубинах 50—100 км отличаются на 200° С от температур, которые рассчитаны для моделей III, А и III, В. Эти модели отражают условия под океанами и континентами; такое различие температур вполне могло существовать и оказать сильное влияние на горообразовательные процессы. На рисунке 14 приведено распределение температур для модели IV, В, то есть для Земли «холодного» происхождения. В этом случае термическая история зависит от величины, принимаемой в качестве начальной температуры. Как можно видеть на рисунке, если за начальную температуру принять величину 1000° С, то, как ранее, имеет место нагревание на глубине с первоначальным увеличением и последующим падением температуры близи поверхности. Однако в случае пер- Рисунок 14. Зависимость распредевоначальной температуры 2000° С, несмо- ления температуры от времени на тря на такое же понижение на глубине, различных глубинах внутри Земли первоначальное повышение температуры (модель 4, В). вблизи поверхности отсутствует и наблюдается постепенное уменьшение ее со временем. Согласно этим вычислениям, возраст Земли только 4000 млн. лет, однако маловероятно, что поправки, которые необходимы для более вероятного возраста 4500 млн. лет, были бы велики. Из этого исследования вытекают два положения. Во-первых, если все модели Земли показывают, что в течение геологического времени температура на глубине продолжала повышаться, тогда температура на границе ядра и оболочки, вероятнее всего, повысилась приблизительно на 300° С. Во-вторых, хотя радиоактивность играет основную роль в термической истории Земли, при первоначальном распределении температуры в течение первых миллиардов лет основное значение имели приповерхностные условия, при которых Земля начала свое существование. Космологические вопросы, к сожалению, не могут быть приведены для исследования термической истории Земли. ов 6.2. Распределение температуры в недрах Земли. С ар ат Бесспорные факты существования дрейфа континентов, раздвижения океанского дна и его подвига под островные дуги и активные окраины континентов андийского типа можно рассматривать как убедительные доказательства существования в мантии крупномасштабных конвективных движений. Благодаря этим движениям мантийное вещество оказалось хорошо перемешанным. Но в такой ситуации распределение температуры в мантии должно быть близким к адиабатическому и определяться известным термодинамическим соотношением: (6.1), dT/dr = - g α T / cр где g – ускорение силы тяжести; α - коэффициент объемного расширения; ср — теплоемкость при постоянном давлении. 59 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о При расчете температурного распределения по выражению (6.1) необходимо иметь в виду, что оно позволяет определять лишь градиенты температуры. Для построения же самой зависимости Т(r) необходимо задаться исходной температурой в начале отсчета, например, в центре Земли или на ее поверхности. Но в центре Земли температура нам неизвестна, и мы лишь хотим ее определить с помощью данного выражения. Поверхность же Земли перекрыта холодной литосферной оболочкой, фактически представляющей собой тепловой погранслой, в котором распределение температуры резко отличается от адиабатического закона. В такой ситуации за начальную температуру распределения можно принять приведенную к поверхности температуру мантии, определяемую по максимальным температурам базальтовых магм, изливающихся в рифтовых зонах океанического типа или на океанских островах Гавайского типа. Судя по прямым измерениям, такие температуры достигают 1150 — 1200° С. Учитывая возможные теплопотери магмы при ее подъеме по эруптивным каналам (эрупции – взрывные процессы, в данном случае связанные с магматическими проявлениями), примем приведенную к поверхности температуру мантии равной 1230° С, или 1500 К. Записанное раннее выражение (6.1) позволяет правильно определить адиабатический градиент температуры только в однородном сжимаемом веществе. Если же в этом веществе под влиянием высоких давлений происходят фазовые полиморфные переходы к более плотным кристаллическим структурам, то на этих же глубинах обязательно возникнут температурные скачки (6.2) ΔT=W/cp, где W — удельная теплота экзотермического фазового перехода. Фазовые переходы к более плотным кристаллическим модификациям мантийного вещества сложного состава развиваются при разных давлениях и, соответственно, на разных глубинах, например, переход плагиоклазового пиролита в пироксеновый наблюдается на глубине около 30 км, а переход к гранатовому пиролиту при субсолидусных температурах (ниже кривой солидуса, см. Рис. 4) — на глубинах около 100 км. Однако тепловой эффект всех этих переходов в верхней мантии обычно учитывается по экспериментальным данным величиной отношения α/cр. Для главных же фазовых переходов, соответствующих резким геофизическим (плотностным) границам на глубинах 400 и 650 км, такие полуэкспериментальные, полурасчетные данные были получены лишь в середине 70-х – начале 80-х годов (Рингвуд, 1981 г.). Первая из этих границ связана с переходом оливина в шпинелевую фазу. Вторая граница на глубине 650 км, по-видимому, возникает за счет распада силикатов на простые окислы или благодаря переходу шпинелевой структуры оливина в еще более плотные модификации. По формуле (6.2) легко определить, что на глубине 400 км скачок адиабатической температуры достигает ΔT400= 85º С, а на глубине 650 км ΔT650 ≈ 90°С. Учитывая, что в переходной зоне мантии могут существовать еще и другие фазовые границы, например, связанные с перестройками кристаллической решетки экстатита в структуры ильменита или перовскита на глубинах 800—900 км, предположим и на этих глубинах существование еще одного температурного скачка ΔT 800 ≈ 50°С. Используя теперь принятое значение приведенной к поверхности температуры мантии Т0=1500 К, значения термодинамических величин для мантии и ядра и найденные оценки температурных скачков в области существования главных фазовых переходов в слое Голицына, можно построить и само распределение температуры Т(r) в Земле. 60 I часть 6.3. Источники тепла. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Тепловое состояние поверхности Земли формируется за счет внешних и внутренних источников тепла. Исследованиями установ лено, что около 99,5 % всего тепла поверхностного слоя Земли имеет внешнее, главным образом солнечное, происхождение. Дру гие внешние источники (за счет приливного трения в системе Земля—Луна, космических лучей высоких энергий и космических катастроф, изменения мировой постоянной гравитации и т. п.) не имеют существенного значения, и поэтому в дальнейшем их объяснения здесь приводить не будем. Солнце излучает равномерно во все стороны световую энергию общей мощностью 3,83∙1026 Вт, из которой на Землю поступают 1,75∙1017 Вт в год. Это означает, что каждый 1 см2 земной поверх ности получает 8,38 Дж тепла в 1 мин (так называемая солнеч ная постоянная). Солнечное излучение частично отражается по верхностью Земли в космос. Количество отраженной солнечной радиации, выраженное в долях или процентах от поступающей ра диации, называется альбедо. Его значения изменяются в широких пределах. Внутренние источники тепла Земли и их вклад в общее ее тепловое состояние продолжают изучаться. Большинство ученых к числу таких источников относят тепло распада радиоактивных элементов, гравитационной дифференциации вещества Земли (ос таточное тепло), тепло ее адиабатического сжатия (гравитацион ное тепло), тепло химических реакций в горных породах. Из всех этих источников к основным относят радиоактивное и остаточное тепло. Об этом можно судить по вкладу, например, радиоактив ного тепла в общий тепловой поток из земных недр. Тепловой поток из земных недр q может быть определен по зависимости q = - λдθг/дz (дθг/дz – температурный градиент по глубине, λ – теплопроводность горной породы) или путем непосредственных измерений. В пер вом случае необходимо иметь данные о вертикальном градиенте температуры или интенсивности нарастания температуры θг в глубь Земли, а также о теплопроводности горных пород, слагающих скважину или шахту, где измеряется температура. По данным 7000 натурных определений q в различных зонах материков и Мирового океана (на 1982 г.), средняя плотность теплового потока из земных недр через всю поверхность Земли составила около (3,14-3,26)∙1013 Вт, или около 0,063 Вт/м2, изменяясь от 0,33 Вт/м2 под срединно-океаническими хребтами до 0,046 Вт/м2 под глубоководными впадинами. В целом значения непрерывного теплового потока из земных недр определяются бли зостью и мощностью источника тепла и теплопроводностью гор ных пород. Как правило, значения q велики в вулканических и геотермальных областях и зависят от возраста горных пород: чем старше породы, тем меньше тепловой поток. Обнаружена его связь с геологическим строением региона: чем раньше закончи лись магматические процессы, связанные с формированием реги она (в том числе и орогенез), тем меньше современный тепловой поток. На об щем фоне этой связи имеются локальные отклонения. Так, они наблюдаются над Срединно-Атлантическим хребтом, где, по пред ставлениям ряда исследователей, имеются локализованные источ ники тепла, аналогичные вулканическим областям на материках и островах. Наблюденные значения q, по В. Н. Жаркову, изменяются в среднем от 0,59 Вт/м2 на континентах до 0,063 Вт/м2 на морском дне. Это означает, что поверхностный слой Земли от Солнца получает тепла примерно в 6 тыс. раз больше, чем из зем ных недр. Количество теплоты, выделяемое при распаде радиоактивных элементов, очень велико. Так, 1 г урана отдает 3,8∙10-3 Дж, 1 г тория 1,36∙10-3 Дж. Если учесть общее содержание радиоактив ных элементов (например, урана, радия, тория, ка61 ФИЗИКА ЗЕМЛИ и Термическая зональность земных недр. им ен 6 .4. Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о лия, рубидия и др.) в земной коре и верхней мантии до глубины 90 км, то сред ний тепловой поток при распаде радиоактивных элементов в 2 - 2,5 раза больше современного теплового потока из земных недр и составляет около 7∙1013 Вт. Остаточное количество теплоты, выделившейся при гравитаци онной дифференциации вещества Земли, тесно связано с исто рией развития Земли. Академик А. П. Виноградов показал, что зонное плавление вещества является основным механизмом обра зования геосфер из первично холодной материи. В ходе этого сложного физико-химического процесса более легкоплавкие ве щества, например оксиды кремния и магния, поднимаются из глубин Земли к ее поверхности. Более тугоплавкие и тяжелые компоненты, такие, как оксиды железа с серой, диффундируют (перемещаются в результате процессов диффузии) в нижние внутренние слои. В ходе этого процесса происходит пе рераспределение потенциальной и кинетической энергии между поднимающимися вверх легкими и опускающимися вниз тяже лыми компонентами и выделение энергии при физико-химических превращениях вещества. По подсчетам отечественных и зарубежных ученых, процессы гравитационной дифференциации Земли дают примерно такое же количество тепла, как и распад радиоактив ных элементов. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т Материалы непосредственных измерений и косвенные данные (выход горячих подземных источников или термальных вод, излия ние жидких лав вулканов и др.) позволяют считать земную кору и земные недра термически неоднородными. Во внутренних гео сферах можно выделить две зоны, различающиеся источниками генерации тепла и как следствие этого — изменениями температуры во времени и пространстве (особенно с глубиной). Верхняя зона земной коры носит название гелиотермической; глубже распола гается геотермическая зона (зона геотермического градиента). Рассмотрим характеристики этих зон. В первой из них режим температуры определяется в основном влиянием солнечного тепла. Поскольку поступление этой радиации на Землю имеет суточный, годовой и вековой ход, то температура горных пород изменя ется в течение суток, сезонов года и в многолетнем периоде. В за висимости от амплитуды колебаний и вертикального профиля в гелиотермической зоне выделяют два слоя. Поверхностный слой земной коры до глубины 1,0—1,5 м носит название слоя суточных колебаний температуры, на поверхности которого ход практически соответствует суточному ходу солнечной радиации и излучения земной поверхности. При этом на земной поверхности наблюдается один максимум (около 13 ч) и один минимум (перед восходом Солнца) температуры. В светлое время суток наи более нагретой является земная поверхность, с глубиной значения температуры уменьшаются. Ночью наиболее охлаждена поверхность почвы, с глубиной отмечается относительный рост температуры. Поэтому наиболь ших значений амплитуда суточных колебаний температуры достигает на земной поверхности, с глубиной амплитуда уменьшается. Уменьшение амплитуды с глубиной связано с тем, что большая часть тепла поглощается верхними слоями, и поэтому поток сол нечного тепла вглубь ослабевает. При этом значения амплитуды суточных колебаний гор ных пород на различных глубинах неодинаковы и обусловлены их тепловыми свойствами. В горных породах с высокой температуропроводностью на поверхности амплитуда колебаний меньше, чем это характерно для пород с малой температуропроводностью. 62 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Ниже слоя суточных колебаний температуры располагается слой годовых колебаний температуры, в пределах большей части которого ход амплитуды колебаний температур практически соответствует годовому ходу солнеч ной радиации и излучения земной поверхности. Годовой ход амплитуды колебаний на поверхности земной коры обычно характеризуется в умеренных широтах одним максимумом (июль – август) и одним минимумом (январь – февраль). Амплитуда годовых колебаний на поверхности земной коры в умеренных широтах примерно одинакова и составляет 29 – 31° С. С глубиной она уменьшается, а время на ступления экстремальных значений запаздывает в среднем на 20 – 30 сут на каждый метр глубины. С глубиной значения годовых колебаний в отдельные сезоны года изменяются неодинаково из-за разли чия ее хода на разных глубинах. Летом с глубиной понижается, зимой повышается. Основные закономерности распространения колебаний темпе ратуры в гелиотермической зоне были впервые сформулированы Фурье в его работе «Аналитическая теория тепла» (1822 г.) в виде четырех положений: 1) период колебаний температуры остается не изменным на всех глубинах (в течение суток, года); 2) амплитуды колебаний температуры уменьшаются с глубиной; 3) время наступления экстремальной температуры с глубиной запаздывает пропорционально глубине; 4) глубины постоянной су точной и годовой температуры относятся как корни квадратные из периодов колебаний. По Фурье, глубина проникновения годовых колебаний должна примерно в 19 раз превышать глубину распространения суточных изменений. В действительности это различие значи тельно больше. В среднем для всего зем ного шара годовые колебания температуры распространяются до глубины 10 – 12 м в тропиках и 42 – 45 м в высоких широтах, в России — до 10 – 40 м. Глубины, где в течение года годовая температура оста ется постоянной называются поясом постоянной годовой температуры, равной средней годовой темпе ратуре воздуха на земной поверхности в данном районе. В качестве количественной характеристики нарастания темпе ратуры с глубиной во внутренних геосферах ниже пояса постоян ной температуры принято использовать геотермический градиент γг, под которым понимают повышение температуры в градусах при углублении в земные недра на каждые 100 м. Другой характери стикой повышения температуры при углублении в земные недра принято счи тать геотермическую ступень γ'г = 1'/γг под которой понимают расстояние в метрах, на которое надо углубиться в Землю в дан ном районе, чтобы температура горных пород повысилась на 1° С. Значения γг и γ'г изменяются в широких пределах, определяемых теплопроводностью, характером залегания и хими ческим составом горных пород, геологическим строением района, движением подземных вод, гидрохимическими процессами, бли зостью или удаленностью вулканических очагов, радиоактивных элементов и энергетической насыщенностью рассматриваемой об ласти. 6.5. Механизмы передачи тепла, уравнение теплопроводности. В земной коре теплопередача происходит за счет различных одновременно действующих процессов. К ним относятся молеку лярная теплопроводность, излучение, конвекция, перенос тепла па ром и капиллярный теплоперенос. Каждый из этих процессов имеет преобладающее значение лишь при определенных условиях. 63 ФИЗИКА ЗЕМЛИ Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Так, для конвекционного теплопереноса необходимо наличие в гор ных породах крупных воздушных пор и перепадов температуры. Теплопередача излучением имеет определенный вес при высокой температуре (более 50 °С) пород с крупными порами. Молекуляр ная теплопроводность, т. е. передача тепла от одной твердой ча стицы к другой в местах их контакта, является основным механизмом теплопередачи во всех трехфазных средах. Такая теплопередача происходит как конвективным путем между твер дыми частицами, так и через разделяющую их среду (воздух, вода или воздух плюс вода). Рассмотрим теплопередачу путем молекулярной теплопровод ности через единичную площадку. Выделим на ней два близких уровня z и z+dz, температура горной породы, на которых θг и θг+ dθг. В выделенном объеме передача тепла будет происхо дить от уровня с большей температурой к уровню с меньшей. Тогда количество теплоты q, которое будет проходить через вы деленную единичную площадку в единицу времени, будет равно λ при условии, что вертикальный градиент дθг/dz = l: (6.3) q = - λ дθг/дz В выделенном объеме горной породы оставшееся количество теплоты будет равно q - (q + dq) = - dq. С учетом выражения (6.3) полное изменение этого оставшегося количества теплоты можно представить в виде и ∂θ ɝ ∂q ) dz dz = (λ ∂z ∂z им ен -dq = - (6.4) ив е ∂θ ɝ c dz ∂t ρ (6.5) ун -dq = рс ит е т Это же количество теплоты в рассматриваемом объеме можно получить иным путем. Зная изменение температуры горной породы во времени дθг/дt и ее объемную теплоемкость сρ, получаем нн ∂ ∂θ ɝ ∂θ ɝ = (λ ) ∂ z ∂z ∂t (6.6) ве cρ ы й Тогда с учетом выражений (6.4) и (6.5) можно записать, что го с уд ар ст Уравнение (6.6) носит название уравнения теплопроводности (уравнения Фурье). Его решение, как правило, затрудняется почти полным отсутствием данных о виде зависимости парамет ров cρ и λ от глубины. Если принять cρ постоянной, то уравнение (6.6) примет вид ск ий ∂ ∂θ ɝ ∂θ ɝ = (Kt ) ∂z ∂z ∂t (6.7) С ар ат ов здесь Kt = λ/ cρ – температуропроводность. Если принять значения cρ и λ постоянными, то уравнение теплопроводности можно записать в виде: ∂θ ɝ ∂ 2θ = Kt 2ɝ ∂t ∂z (6.8) Получаемые решения уравнений (6.7) и (6.8) и предлагае мые на этой основе схемы по определению температуры горных пород в любой точке и в любой момент времени приводят к зна чительным расхождениям измеренных и рассчитанных θг. В то же время отдельные исследования связи водных и тепло вых свойств некоторых почв позволяют осуществлять решение уравнения (6.6) с учетом изменчивости 64 I часть Н Теплофизические свойства пород. и 6.6. .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о параметров сρ и λ, т. е. с учетом зависимостей cρ = f(x, у, z, t) и λ = f(x, у, z, t). При этом допускается, что изменения сρ и λ функционально связаны с коле баниями влагосодержания горной породы. Каждый случай того или иного распределения влажности Wв (x, у, z, t) и температуры θг (x, у, z, t) приведет к определенному пространственно-времен ному изменению тепловых характеристик сρ и λ. Поэтому анализ и учет теплопередачи в верхней толще земной коры, имеющие целью определение поля температуры θг (x, у, z, t), должны выпол няться путем решения не уравнений (6.7) или (6.8), а уравне ния теплопроводности с переменным значением температуропро водности Kt. Анализ и учет теплопередачи с помощью уравнения (6.6) можно осуществлять лишь для случаев, когда тепловой поток проходит через не изолированную снежным покровом земную по верхность. При теплоизоляции поверхности земной коры снегом высотой более 8—10 см решение уравнения (6.6) должно выпол няться с учетом ослабления теплового потока в снежном покрове. Тогда это уравнение необходимо записать как для трехслойной задачи (снег - мерзлая и талая горная порода), исследования ре шения которой продолжаются с использованием ЭВМ. ун ив е рс ит е т им ен Как известно, основными теплофизическим характеристиками горных пород являются их теплоемкость с, теплопроводность λ и темпе ратуропроводность Kt. Теплоемкость горных пород с определяет степень их нагрева ния или остывания. Различают объемную (сρ) и удельную (суд) теплоемкости, связанные между собой соотношением ср = ρ суд (ρ - плотность горной породы). Величина сρ в СИ измеряется в Дж/(м3•К), а суд — в Дж/(кг•К). Горные породы как трехфазные среды имеют теплоемкость, равную ы й сρ = с1 η1 + с2 η2 + с3 η3 (6.9) С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн где с1, с2 и с3 — объемная теплоемкость соответственно воды, твер дых минеральных или органических частиц и воздуха; η1, η2, и η3 — доли единицы объема, занятые водой, твердыми частицами и воздухом. Составные части горных пород имеют различные значения сρ. Так, теплоемкость воды больше, чем у всех других земных веществ, и равна 4,19•106 Дж/(м3•К). У минералов значения сρ из меняются от 1,46•106 до 2,72•106 Дж/(м3•К); для воздуха сρ очень мала и составляет 150,72 Дж/(м3• К). Удельная теплоемкость геосфер суд может быть принята равной для силикатной мантии 1,26•106 Дж/(кг•К), для ядра Земли — в 3 раза меньшей (0,42•106 Дж/ (кг•К)). Теплопроводность горных пород λ характеризует количество теплоты, проходящей через единицу поверхности в единицу вре мени при вертикальном градиенте температуры 1 К/м. Величина λ в СИ измеряется в Вт/(м•К). Значения λ для различных горных пород и их составляющих неодинаковы. Например, для воздуха λ = 0,021 Вт/(м•К), для воды 0,586 Вт (м•К); для песчаника λ изменяется от 1,0 до 12,85 Вт/(м•К), для известняка составляет 1,67 Вт/(м•К) и бо лее. Так как λ воды больше λ воздуха, то увеличение влажности горных пород сопровождается ростом их теплопроводности в не сколько раз. Температуропроводность горных пород Kt показывает повы шение температуры единичного их объема при тепловом потоке, равном λ, в единицу времени. 65 ФИЗИКА ЗЕМЛИ Процессы теплопереноса в мантии, конвекция. .Г .Ч ер 6.7. ны ш ев ск ог о Величина Kt = λ/сρ фактически ха рактеризует скорость выравнивания температуры по направ лению теплового потока. Для различных составляющих горных пород и в целом для пород различного состава значения Kt изменяются в широких пределах. Так, для воздуха Kt = 16∙10-8 м2/с, для воды 13∙10-10 м2/с; у мелкого песка температуропроводность выше и изменяется от 28,7∙10-8 до 32,6∙10-8 м2/с, для крупного песка составляет (35,2-51,2)∙10-8 м2/с. Меньшие значения Kt у воды по сравнению с воздухом обусловливают то, что повыше ние влажности горных пород сопровождается снижением их тем пературопроводности. Это означает, что во влажных горных поро дах выравнивание температуры по направлению теплового потока идет медленнее, чем в сухих. Для Земли в целом средним значением Kt является 50∙10-8 м2/с. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н Движение плит требует какой-то системы горизонтальных сил, которые могли бы заставить плиты сталкиваться и объединяться или раскалываться, и единственным возможным механизмом представляется конвекция. Суть конвекции заключается в движении, обусловленном плавучестью: более легкий материал поднимается, а более плотный - тонет. Плавучесть может возникнуть при разделении вещества с различной плотностью, как это уже описывалось в связи с распадом железо-никелевого сплава в ядре. Однако в мантии в настоящее время какое-либо разделение вещества может происходить только в незначительной степени, поэтому, если существенная конвекция имеет место, различие плотностей должно вызываться разностью температур, т.е. это должна быть тепловая конвекция. Процесс конвекции обычно иллюстрируют бытовым примером подогревания супа в кастрюле, и, хотя конвекция в Земле имеет, очевидно, более сложный характер, такой пример все же хорошо объясняет, что для конвекции необходимо существование латеральных различий в плотности. Представим себе, что, еще не ставя кастрюльку на огонь, мы отделим в супе, допустим, с помощью трубок вертикальные колонки, как это показано на рисунке 15 (колонки АВ и CD). При нагревании температура распределится некоторым, точно не определенным обра- Рисунок 15. Анализ плотностных различий при конвекции в кастрюльке супа. 66 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о зом: самые горячие области будут где-то в центре, а самые холодные - наверху и по бокам. Колонка АВ будет расширяться и поднимется до А'. Давление в точке А окажется теперь выше, чем в С, хотя эти точки и расположены на одном уровне; таким образом, если у точки А просверлить в трубке дырку, то жидкость будет вытекать из нее в стороны. Это будет способствовать понижению уровня в трубке и тем самым понижению давления в точке В, где раньше оно было равным давлению в D. Теперь, когда давление в точке В понизилось, разность давлений будет стремиться гнать жидкость от D к В. Уберем трубки, и жидкость начнет циркулировать, как это показано на рисунке стрелками, благодаря разности давлений, обусловленной латеральными различиями плотности. Конвекция может принимать очень сложные формы, и детально изучены пока только сравнительно простые случаи. Один из них - конвекция РэлеяБенара в жидкости, находящейся в сосуде, дно которого подвергается однородному нагреванию, при однородном остывании на поверхности. Слабый нагрев создает однородный вертикальный температурный градиент, и тепло переносится вверх только путем теплопроводности. Хотя нижние слои жидкости, будучи сильнее нагреты, имеют при этом меньшую плотность, чем верхние, латеральных различий плотности не образуется и конвекция не происходит. Более сильное нагревание увеличивает плавучесть нижних слоев; наступает момент, когда более легкий материал, как только появляются малейшие латеральные неоднородности, начинает подниматься. Неоднородности развиваются спонтанно, так что конвекция возникает автоматически. Вначале она принимает форму правильных конвекционных ячеек, имеющих ширину, примерно равную глубине жидкости, и граничащих друг с другом наподобие пчелиных сот (Рис. 16). Как и в кастрюльке с супом, нагретый материал поднимается в центре, а остывший Рисунок 16. Конвекция Рэлея-Бенара. 67 ФИЗИКА ЗЕМЛИ αΔɌgρd 3 , Kη ев (6.10) ны ш Rа = ск ог о опускается по краям каждой ячейки. При более сильном нагревании, как и при повышении мощности системы, течение жидкости постепенно концентрируется вдоль оси и вдоль поверхностей ячеек. При еще более сильном нагревании нижнего слоя правильное строение ячеек нарушается: они начинают перемещаться и изменяются в размерах; в конце концов, возникает картина нерегулярного течения с восходящими струями и пузырями, подъем которых представляет уже случайный процесс. Лорд Рэлей показал, что в общем случае характер конвекции зависит от некоторой безразмерной константы, известной теперь как число Рэлея: С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер где Rа - число Рэлея; α - объемный коэффициент теплового расширения; ΔT -разность температур по вертикали; g - ускорение силы тяжести; ρ - плотность; d - глубина жидкости; К - коэффициент температуропроводности; η- вязкость. Повышение значений величин, стоящих в числителе, усиливает конвекцию: большее значение α приводит к уменьшению плотности и тем самым создает плавучесть (подъемную силу); g и ρ влияют на разность веса горячей и остывшей колонн равной высоты, так как эта разность пропорциональна силе тяжести и средней плотности; d имеет значение потому, что чем больше высота колонн, тем значительнее разность давлений наверху этих колонн (А и С на Рис. 16). Влияние увеличения ΔТ очевидно, хотя на конвекцию оказывает воздействие не просто разность температур между верхом и низом. Поскольку при изучении возможности возникновения конвекции мантию можно считать сжимаемой жидкостью, величину ΔТ в уравнении надо понимать как измеренную по вертикали разность температур (между верхом и низом колонны), избыточную по сравнению с адиабатической разностью. Повышение значений величин, стоящих в знаменателе, ослабляет конвекцию коэффициент температуропроводности К, определяемый как отношение теплопроводности к произведению плотности и удельной теплоемкости, - это мера тепла более нагретых, плавучих масс жидкости, “потерянного” в процессе теплопроводности, и поэтому повышение К понижает температурный градиент, что имеет существенное значение для конвекции. Повышение же вязкости η затрудняет, очевидно, любое движение в жидкости. В простой системе, такой, как однородная жидкость, нагреваемая снизу, конвекция начинается при числах Рэлея, заключенных в широком интервале около значения 2000; конкретные значения зависят от формы системы и других особенностей. Это только условие для возбуждения конвекции, но чтобы конвекция стала интенсивной и превратилась в процесс активного теплопереноса, при котором теплопроводность имела бы только второстепенное значение, число Рэлея должно быть значительно больше, скажем 105. Вместе с тем при значении Rа выше 106 конвекция будет уже, по всей вероятности, нерегулярной. Для мантии в целом приблизительные оценки рассматриваемых величин составляют: α = 2∙10-5 К-1, g = 10 м/с2 (значение g почти постоянно во всей мантии), ρ = 3500 кг/м3, d = 3∙106 м, К =10-6 м2/с, η= 1021 кг/(м∙с). Таким образом: Ra ≈ 2∙ 104 ΔТ (6.11) Это соотношение является, фактически, регрессионной зависимостью, основанной исключительно на статистических закономерностях. Ошибочно считать, 68 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о что Ra измеряется в Кельвинах (или градусах Цельсия), на самом деле число Рэлея безразмерная величина. Значение ΔТ известно плохо, но даже если оно равняется только 1° С, конвекция должна возникнуть; более вероятно, что ΔТ составляет несколько сот градусов, так что конвекция, по всей видимости, идет в мантии активно и даже нерегулярно. Однако этот вывод основан на закономерностях, выведенных для систем более простых, чем мантия, так что он отражает только вероятность, а не действительное положение. Конкретная форма, которую принимает конвекция, зависит от многих осложняющих факторов, существующих в мантии, включая фазовые изменения, движение плит, распределение и размеры источников тепла. В настоящее время с помощью математического анализа невозможно учесть влияние всех этих переменных (значения которых зачастую плохо известны), тогда как лабораторные модели, несмотря на всю их ценность, не могут имитировать такие особенности, как фазовые переходы или сферическую симметрию. 69 ФИЗИКА ЗЕМЛИ РАЗДЕЛ 7. ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ. 7.1. Электромагнитное поле Земли. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Электромагнитное поле Земли является постоянно действующим механизмом взаимодействия между электрически заряженными частицами всех ее оболочек. Изменение состояния этих частиц во времени и пространстве вызывает электрические токи, сопровождаемые магнитными полями. Отсюда следует, что электромагнитное поле Земли представляет собой единое целое, имеющее две формы проявления. Одна из них — электрические поля с собственными источниками тока, другая — магнитные поля, создающиеся движущимися электрическими зарядами и спиновыми (от англ, spin — вращение) моментами носителей магнетизма (электроны, протоны и др). Связь между электрическими и магнитными полями в определенной мере зависит от интенсивности изменений электромагнитного поля. При медленных его изменениях эта связь не играет существенной роли, ибо, как известно, напряженность одного поля, возбуждаемая изменениями другого, пропорциональна скорости этих изменений. В таких случаях условно можно рассматривать электромагнитное поле как два отдельных поля — электрическое и магнитное. Физической же реальностью является единое электромагнитное поле, имеющее электрическую (Е) и магнитную (Н) напряженности, изменяющиеся во времени t и в различных точках пространства (λ,φ – т.к. наблюдение проводится на поверхности Земли то достаточно знать 2 координаты – широту и долготу) имеющие неодинаковые значения, т. е. Е (λ, φ, t) и Н (λ, φ, t). Научно-практическое значение электромагнитного поля Земли и его составных частей огромно. Так, например, развитие геофизики и астрофизики привело к пониманию огромной роли солнечной активности в различных процессах, происходящих на Земле. Это нашло свое отражение в установлении тесной зависимости между магнитной активностью и различными природными процессами. В частности, обнаружено, что изменения атмосферного давления, температуры воздуха (особенно в полярных районах), засухи, холодные вторжения на Земле и другие процессы тесно связаны с электромагнитным полем Земли. Это означает, что объективный анализ состояния земной атмосферы должен выполняться обязательно с учетом ее электромагнитных параметров и свойств. Точные сведения о характеристиках электрических полей, электрической проводимости воздуха, воды и твердых веществ, магнитных и других их свойствах являются необходимыми при решении ряда общетеоретических геофизических и прикладных задач (поиск полезных ископаемых на морском шельфе, борьба с коррозией, оценка качества воды рек и озер и др.). Области научного и практического применения сведений об электрических и магнитных полях Земли непрерывно расширяются. Так, расшифровывая магнитные аномалии, можно определять глубину, форму и состав горных пород, вызывающих аномалии, и обнаруживать полезные ископаемые. Исследуя магнитные аномалии крупных регионов и целых материков (морей и океанов), геофизики проникают в глубокие недра Земли и познают особенности их строения и тектоническую структуру. Непрерывные и плавные изменения из года в год, из столетия в столетие магнитного 70 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о поля Земли (геомагнитного поля) используют как индикаторы глубинных процессов Земли. В то же время геомагнитное поле оказывает влияние на многие явления околоземного пространства: оно «сортирует» потоки космических частиц и вместе с атмосферой защищает живую природу от губительного корпускулярного излучения. Непосредственное влияние геомагнитного поля на живую природу многообразно и повсеместно. В частности, накопленные мировой наукой многочисленные факты биологического действия магнитных полей свидетельствуют о непосредственном влиянии геомагнитного поля на организм человека. Всеобъемлющий характер этого влияния продолжает интенсивно изучаться. Но уже в настоящее время обнаружены тесные связи между некоторыми параметрами геомагнитного поля и здоровьем человека. Обнаружена взаимосвязь между изменениями во времени магнитного наклонения и частотой сердечного ритма, между учащением пульса и повышением артериального давления и проявлениями магнитных бурь, между изменениями напряженности геомагнитного поля и усилением тормозного процесса в центральной нервной системе, замедлением условных и безусловных рефлексов. Значительная связь подмечена между магнитной активностью во время магнитных бурь и уменьшением количества лейкоцитов и тромбоцитов, замедлением свертывания крови и др. Все эти и некоторые другие подобные факты свидетельствуют о том, что здоровье человека, его состояние и функциональная активность находится в тесной зависимости от геомагнитного поля. Электромагнитные свойства оболочек Земли характеризуются рядом параметров: удельной электрической проводимостью σ, удельным электрическим сопротивлением ρэ, относительной диэлектрической проницаемостью ε и некоторыми другими. Все они изменяются во времени и пространстве и имеют неодинаковые значения в различных геосферах. Наиболее важной и лучше всего изученной является электрическая проводимость σ. Рассмотрим ее для каждой из оболочек Земли. Предварительно напомним, что электрическая проводимость, как свойство среды переносить электрические заряды под влиянием внешнего электрического поля, чаще всего количественно оценивают удельным электрическим сопротивлением, являющимся величиной, обратной σ (ρэ = 1/σ). Единицей измерения ρэ, является Ом, умноженный на метр (Ом•м), значение σ измеряется в сименсах на метр (См/м). В зависимости от природы электрических зарядов принято различать электронную, ионную и смешанную электрическую проводимость. Первая из них характерна для металлов, рудных тел, силикатных и оксидных материалов, вторая — присуща электролитам, их водным растворам и природным водам. Горным породам обычно свойственна электронная, ионная и смешанная электрическая проводимость, атмосфере — ионная. По значениям ρэ все природные вещества подразделяют на проводники (10-4… 10-1 Ом•м), полупроводники (10-1...106 Ом•м) и диэлектрики (>106 Ом•м). Такое деление условно, так как сухие и влажные горные породы, морские и пресные воды, помещенные в переменное электромагнитное поле, могут проявлять себя либо как проводники, либо как диэлектрики. 7.2. Электромагнитные параметры и свойства оболочек Земли. Электрическая проводимость атмосферы. Атмосфера Земли в своем составе имеет нейтральные молекулы и атомы, положительно и отрицательно заряженные ионы и свободные электроны. Вследствие содержания электрически заряженных 71 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о частиц атмосфера обладает электропроводностью, которая в каждой точке определяется источниками ионизации и ионными константами. К числу основных возбудителей электрически заряженных частиц в атмосфере, или основных ионизаторов атмосферы, относятся космические лучи, солнечная и земная радиации (излучения). Каждую секунду на площадку в 1 км2 через границу земной атмосферы в направлении земной поверхности влетают из космоса более 10000 релятивистских (движущихся со скоростями, близкими к скорости света) заряженных частиц. Они называются космическими лучами. Происхождение большей части этих лучей связано с грандиозными взрывами так называемых сверхновых звезд в нашей Галактике. Эти космические лучи (первичное космическое излучение) в высокой степени изотропны, их поток постоянен во времени, в них наблюдаются частицы с энергией от 1 до 1012 ГэВ (Гигаэлектронвольт). Больше всего в составе космических лучей протонов, т. е. ядер водорода,— около 90 % всех частиц. Примерно около 7 % ядер гелия. На долю ядер всех остальных элементов приходится около 3 %. При взаимодействии с атомными ядрами атмосферы эти частицы порождают обильные ливни электронов и мезонов (мезоны – нестабильные элементарные частицы с нулевым или целым спином, принадлежащие к классу адронов и не имеющие барионного заряда) различного знака и энергии (вторичное космическое излучение). Мезоны больших энергий достигают земной поверхности и проникают в глубь земной коры, меньших энергий — при движении в атмосфере почти мгновенно распадаются. При пролете вблизи ядер атомов атмосферы быстрые электроны частично теряют свою энергию излучением. Таким путем создаются пары электрон—позитрон, которые также ведут к образованию новых пар электрически заряженных частиц, и в конечном итоге возникают ливни таких частиц. Этот механизм, представленный здесь упрощенно, ведет к созданию свободных заряженных частиц в атмосфере и обеспечивает ее электрическую проводимость. Этот вид ионизации атмосферы на уровне моря создает 2 – 4 млн. пар ионов в 1 м3 за 1 сек. С ростом высоты примерно до 18 км мощность космической ионизации увеличивается пропорционально росту потока космических лучей. Преобладающая часть солнечной радиации ультрафиолетового и рентгеновского диапазонов поглощается в верхних слоях атмосферы (выше 40 км). Этот процесс сопровождается расщеплением атомов атмосферы на ионы — носители электрически заряженных частиц. Корпускулярное солнечное излучение также ионизирует атмосферу в пределах, сравнимых с теми, которые создаются электромагнитным излучением Солнца. Особенно это относится к полярным районам Земли. В целом излучение Солнца и высокая его температура ионизируют истекающий из Солнца газ, и поэтому каждый его атом несет электрический заряд. Земная радиация ионизирует атмосферу в непосредственной близости у земной поверхности. Это происходит главным образом за счет поступления из земной коры продуктов радиоактивного распада тяжелых элементов горных пород. Излучение радиоактивных веществ земной коры почти полностью поглощается почвенным слоем. Поэтому непосредственным ионизатором нижней атмосферы являются вторичные продукты радиоактивного распада. Поступающая от земной поверхности в атмосферу эманация (эманация (Em) - исторически первое название радиоактивного элемента радона, в настоящее время под эманациями понимают инертные радиоактивные газы – радон, торон, актинон и др.) радиоактивных веществ способствует возникновению α-, β- и γ-излучений, ионизирующих молекулы 72 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о воздуха. Ионы образуются в приземном слое атмосферы, а затем турбулентным обменом и вертикальным движением переносятся до высоты 4—5 км. Земная радиация создает в приземном слое атмосферы над сушей около 5 млн. пар ионов в 1 м3 за 1 сек, над поверхностью морей (океанов) их концентрация несравненно меньше из-за ничтожно малого содержания радиоактивных веществ в морской воде. В атмосфере ионы образуются также в результате ее загрязнения продуктами атомной промышленности и испытаний ядерного оружия, а также коротковолнового излучения звезд и за счет метеорных частиц. Имеются и другие, локальные ионизаторы атмосферы (ударная ионизация во время гроз, механическая ионизация, возникающая в ходе морских прибоев и речных водопадов, химическая ионизация при извержении вулканов и т. д.). Немаловажное значение для ионизации атмосферы имеет содержание в ней влаги, твердых минеральных частиц и других примесей, которые в общей совокупности снижают электрическую проводимость воздушной оболочки Земли. Наряду с ионизацией в атмосфере происходит обратный процесс - рекомбинация (воссоединение) ионов и электронов с образованием нейтральных атомов и молекул из свободных электронов и положительных атомных и молекулярных ионов. Причем рекомбинация положительного и отрицательного ионов в основном происходит в нижних слоях атмосферы, положительного иона и электрона — в верхних слоях атмосферы. Скорость процессов ионизации и рекомбинации на различных высотах неодинакова. Это же относится и к мощности ионизаторов. Поэтому вертикальный профиль концентрации ионов и электронов в атмосфере имеет сложный характер. В нижнем слое до высоты 60—80 км наблюдаются два максимума ионной концентрации. Один из них обусловлен земным излучением и находится у земной поверхности, другой, на высоте 14—18 км, образуется под воздействием космических лучей. Выше второго максимума концентрация ионов понижается, доходя до некоторого минимума на высоте около 40 км, затем наблюдается ее интенсивный рост, и на высоте 60—80 км ионизация выше, чем в тропо- и стратосфере (тропосфера и стратосфера – нижние слои атмосферы), в несколько раз. Во внутренней ионосфере (ионосфера – верхние слои в атмосфере) по значениям повышенной концентрации электронов выделяют три основных слоя (D, Е, F). Каждому из них присуща своя концентрация электронов, причем переход от одного слоя к другому происходит монотонно, без резкого уменьшения концентрации. Эти максимумы обусловлены коротковолновым и корпускулярным излучением Солнца. Выше 230—300 км расположена внешняя ионосфера, в которой концентрация электронов с высотой монотонно убывает и на высоте (15... 20)∙103 км приближается к 102 электронов в см3 (концентрация в межпланетном пространстве). В результате ионизации и рекомбинации в атмосфере образуются носители электрического тока различных размеров (от 10-8 до 10-6 см). Находясь в электрическом поле с напряженностью Е, эти носители двигаются со скоростью U΄, равной U΄ = UE, [U΄] = [м/с] (7.1) где U — подвижность ионов, численно равная скорости их движения при Е=1 В/м и измеряемая в м2/(В∙с) или см2/ (В∙с). Из-за уменьшения плотности воздуха с высотой значения U растут по мере продвижения к верхней границе атмосферы. Электрическая проводимость атмосферного воздуха зависит от концентрации носителей положительных (n+) и отрицательных (n-) зарядов, значений зарядов е+ и е- и их подвижности U+ и U- . Так как ион обычно несет один элементарный заряд, то проводимость воздуха будет равна 73 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о σ = е ∑(ni Ui) (7.2) Концентрации n+ и n- сильно изменяются во времени и пространстве в силу многих причин, влияющих на их образование, перенос, и из-за их соединения с нейтральными и заряженными аэрозольными (твердыми и жидкими) частицами. В среднем число легких положительных (п+) и отрицательных (n-) ионов вблизи поверхности Земли составляет 400 — 600 в 1 см3, средних и тяжелых ионов — несколько тысяч в 1 см3. Электрическая проводимость гидросферы. Природные воды в основном представляют собой смеси растворов сильных электролитов. В них электрические заряды под действием внешнего электрического поля переносятся ионами. Из теории ионной проводимости известно, что удельная электрическая проводимость природной воды зависит от концентрации раствора т', валентности ионов z±, их подвижности U и электрохимической активности ν. Совершенно чистые природные воды являются плохим проводником электричества. Так, при температуре 18° С электрическая проводимость воды, лишенной каких-либо примесей, составляет 3,8∙10-6 См/м, дистиллированной воды 2∙10-4 См/м, морской воды 3 - 7 См/м. Такие низкие значения σ у чистых вод объясняются частичной диссоциацией их на ионы Н+ и ОН-. Но воды материков и Мирового океана никогда не бывают химически чистыми. В них содержатся растворенные вещества (соли, органические соединения, газы) и различные самостоятельные фазы (твердые частицы органического и неорганического происхождения, пузырьки газа). На электрическую проводимость морской воды оказывает влияние давление Р, а именно, при его повышении электрическая проводимость растет. Интенсивность этого роста уменьшается по мере повышения температуры воды и ее солености. Электрическая проводимость вод рек, озер и болот теоретически и экспериментально изучена слабее, чем морских вод. В. В. Александровым обобщены данные по электрическим свойствам пресноводных объектов. Показано, что концентрация электролитов в них небольшая (0,1 - 0,001 моль) и поэтому удельная электрическая проводимость колеблется всего лишь от 0,1∙10-2 до 2,4∙10-2 См/м. Электрическая проводимость земной коры и земных недр. Она изменяется в значительно больших пределах, чем это характерно для морской воды, и обуславливается существенными различиями значений σ кристаллов, минералов и горных пород. Важно и то, что σ составных частей земной коры и земных недр в значительной мере зависит от целого ряда изменчивых во времени и пространстве факторов. К их числу относятся С ар ат Рисунок 17. Удельная электрическая проводимость мантии Земли. 1 - по Стейси; 2 - по Жаркову. 74 I часть С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о температура и минеральная структура горных пород, содержание в них минерализованной влаги, нефти и газа. Поэтому только для однокомпонентных непористых горных пород можно говорить о вполне определенных или однозначных значениях σ. Применительно к большинству горных пород строгая оценка σ представляет собой сложную задачу. В значительной мере такое положение связано с различием электрической проводимости влаги, находящейся в порах горных пород, и внешней минерализованной воды. Электрическая проводимость горной породы во влажном и сухом состоянии является величиной нестабильной. Если содержание влаги и некоторые другие условия (температура, вязкость и прочее) остаются постоянными, то σ и ε горных пород становятся устойчивыми, или стабильными. Так, горные породы с очень малым влагосодержанием и тем более сухие породы в стационарном поле имеют малую электрическую проводимость, близкую к σ чистых минералов. Влажные горные породы нередко имеют значения σ, на несколько порядков большие, чем сухие породы. Пространственное распределение электрической проводимости (или электрического сопротивления) в земной коре и мантии изучено еще недостаточно. Пока что достоверно определены сопротивления осадочных толщ (1 - 100 Ом∙м). Основная сложность заключается в учете совместного влияния высоких давлений и температур на величину ρэ, а также в очень большой трудности оценки влияния небольших вариаций состава на ρэ. Поэтому удельное электрическое сопротивление горных пород в земной коре оценивают путем лабораторных исследований и электрозондирования, а в верхней мантии — по зависимости ρэ только от температуры. На рисунке 17 приведена зависимость σ от глубины. По данным косвенного зондирования, кристаллические породы верхней части коры материков на глубине 20 км имеют сопротивление около (5±3)∙103 Ом∙м, что примерно на несколько порядков меньше, чем по лабораторным исследованиям. На глубине 80 км сопротивление ультраосновных пород, по лабораторным определениям, составляет около 5∙103. Об электрической проводимости ядра Земли имеются еще более косвенные данные. При этом предполагается, что ядро состоит из расплавленных металлов, проводимость которых изменяется в относительно узких пределах. Большинство оценок ρэ ядра получено путем простой экстраполяции значений сопротивления чистого железа в область высокой температуры и давления с учетом содержания никеля (10 %). Для этих условий многие авторы принимают, что ρэ ядра Земли находится в пределах 11∙10-5 - 22∙10-4 Ом∙м. Другие электромагнитные свойства Земли. Электрическая проводимость является основной электрической характеристикой проводящих сред. Для диэлектриков такой характеристикой служит относительная диэлектрическая проницаемость ε. Она зависит от полярных свойств молекул вещества, температуры, концентрации и свойств примесей, а также от частоты внешнего поля. Диэлектрические свойства дистиллированной, пресной и морской воды для частот от 1 до 2∙104 МГц примерно одинаковы и ε составляет в среднем 80 (ε – безразмерная величина). Так как пресная вода является слабым раствором электролитов, ее ε несколько выше, чем у дистиллированной воды. По мере роста температуры пресной воды от 5,5 до 24,0° С ее относительная диэлектрическая проницаемость уменьшается, по измерениям на частоте 2,652 ГГц, от 80,52 до 77,44. На более низких частотах измерений значения ε морской и пресной воды линейно зависят от температуры. Для горных пород значения ε изменяются в широких пределах. Диэлектрическая проницаемость пород растет по мере увеличения их влагосодержания, поскольку ε воды примерно в 10 - 12 раз выше, чем у породообразующих минералов. Растет 75 ФИЗИКА ЗЕМЛИ С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о также проницаемость пород по мере их перехода от кислых к основным ввиду повышенного содержания в основных породах плагиоклазов и цветных минералов (пироксен, оливин, слюда и т. д.) с высокими значениями ε. Магнитная восприимчивость k характеризует способность вещества изменять свой магнитный момент при воздействии внешнего магнитного поля. В зависимости от числового значения и знака k все природные вещества делят на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. Для воздуха магнитная восприимчивость практически равна единице, т. е. воздух не искажает внешнего магнитного поля. Природные воды представляют собой диамагнитное вещество. Для них k является отрицательной величиной, составляющей немногим более десятка миллионных долей единицы. Она зависит от температуры и фазового состояния. Отрицательный знак k для диамагнитных тел (дерево, мрамор, стекло, нефть, гипс, каменная соль, а так же металлы – золото, серебро, свинец, медь и др.) характеризует направленность магнитного момента в сторону, противоположную внешнему магнитному полю. Это означает, что диамагнитные вещества под действием магнитного поля намагничиваются в направлении обратном действующему полю; они вызывают ослабление магнитного поля Земли, т. е. отрицательные магнитные аномалии. В парамагнитных телах (молекулярный кислород, оксид азота, соли редких земель и элементов группы железа, щелочные и щелочноземельные металлы и другие) магнитная восприимчивость положительна и совпадает с направлением внешнего магнитного поля. Парамагнитная восприимчивость обычно заключена в пределах 10-5—10-3 единиц в зависимости от температуры, агрегатного состояния и химического состава вещества. Горные породы, содержащие парамагнитные вещества, создают наибольшие положительные магнитные аномалии. Их магнитная проницаемость немногим более единицы. Ферромагнитные вещества (железо, никель, кобальт и другие металлы, некоторые оксиды этих металлов и т. п.) обладают рядом отличительных свойств и признаков. Они имеют чрезвычайно сильную способность намагничиваться. Их положительная магнитная восприимчивость часто составляет единицы, а иногда десятки и даже тысячи единиц. Это означает, что по сравнению с диа - и парамагнитными веществами ферромагнитные в данном поле намагничиваются сильнее в миллион раз. Из-за наличия ферромагнитных веществ магнитное поле усиливается в десятки и сотни раз. Это ведет к образованию на Земле мощных положительных магнитных аномалий. Другой особенностью этих веществ является то, что они обнаруживают способность сохранять приобретенную ими намагниченность или обладают остаточным намагничиванием. Намагниченность пород земной коры и глубоких земных недр определяется их составом и оценивается на основе связи намагниченности и плотности пород. На этом основании считают, что осадочные породы, если они не содержат ферромагнитные вещества, в целом являются немагнитными. Метаморфические породы могут быть как немагнитными, так и сильно магнитными. Например, магнитная восприимчивость сланцев изменяется от 10-4 до 10-3 единиц. Изверженные породы являются более магнитными. Например, магнитная восприимчивость гранитов (магнетита 3—5 %), базальтов и диабазов (магнетита 15-20%) достигает 5∙10-3 единиц и более. 76 I часть 7.3. Региональные и локальные электрические поля земной коры. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Региональное электрическое поле. Это нестационарные переменные поля, особенно в периоды электромагнитных бурь. При невозмущенном состоянии электромагнитного поля Земли, или в так называемые спокойные периоды, теллурические токи в среднем выдерживают сравнительно устойчивый режим. В такие периоды плотность теллурических токов I для различных участков земной поверхности примерно одинакова и в среднем составляет 2 А/м2. Считая, что соотношение среднего удельного электрического сопротивления (ρэ) поверхностного слоя земной коры континентов и океанов составляет 1:50, можно принять среднюю напряженность электрической составляющей Е равной для континентов 2∙10-5 В/м, для океанов 0,4∙10-6 В/м. Эти значения являются очень приближенными, так как I и ρэ значительно меняются по земной поверхности. Поэтому неслучайно, что данные фактических измерений Е в «спокойные» дни существенно отличаются от указанных значений. Во время «неспокойных» дней (периоды возмущений) значение Е достигает 10-3 - 10-2 В/м. В целом для Земли интенсивность теллурических токов регионального масштаба увеличивается от низких широт к высоким (в полярных района районах значение Е может достигать 10-3 В/м и более). Амплитуды напряжения регионального поля обычно колеблются около (0,3... 1)∙10-6 В/м; в средних широтах они достигают на суше 1∙10-5 В/м, в морях (0,5... 1,5)∙10-5 В/м. Большой вклад в значение Е региональных полей вносит геологическая обстановка. Там, где на большую глубину широко распространены горные породы с малым электрическим сопротивлением, интенсивность полей слабая; в зонах пород высокого сопротивления наблюдаются поля с повышенным значением Е. Истинное направление электротеллурического поля указать невозможно, так как оно непрерывно меняется. В то же время материалы фактических наблюдений указывают на зависимость его среднего направления от географической широты места: на равнинах в умеренных широтах отмечаются меридианальные токи, в полярных и экваториальных зонах — широтные. Причины такой резкой смены направления теллурических токов пока неизвестны. Сеть электрометрических станций на Земле очень редкая, поэтому выявить общую структуру электротеллурического поля весьма сложно. Локальные электрические поля. Они возникают под влиянием местных возбудителей, основными из которых являются контакты горных пород, различающихся физическими свойствами и особенно химическим составом. Фильтрация пластовых вод в водоносных горизонтах, атмосферных осадков в зоне аэрации, речные и морские течения, водопады и рудные тела также возбуждают локальные поля. Причиной возникновения местного поля может быть контакт двух горных пород, различающихся своей плотностью, концентрацией растворенных веществ в водах, насыщающих породы, температурой, а также имеющих неодинаковые агрегатное (мерзлая порода – порода с талой водой), аллотропическое (графит – каменный уголь) и метаморфическое (известняк – мрамор) состояния. Более заметные поля возникают при контакте веществ различного химического состава (горная порода и минерализованная вода, рудовмещающая влажная порода и т. д.). В принципе контакт двух горных пород (или сред), различающихся хотя бы одним из указанных свойств (характеристик), вызывает диффузию ионов и электронов. Это приводит к образованию на контакте пород (сред) устойчивого двойного электрического (дипольного) слоя. Внутри этого слоя сосредоточено электрическое поле, которое поддерживается сторонними факторами, или так называемым сто77 ФИЗИКА ЗЕМЛИ ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о ронним электрическим полем Ест. За счет сил Ест в неподвижной среде появляются токи проводимости (токи объемных зарядов). При своем движении вода возбуждает собственные электрические токи, изменяя систему теллурических токов и выделяя этим, водный объект на фоне стационарных полей, обусловленных другими явлениями. Вместе с этим речные потоки создают собственные электрические поля за счет диффузии ионов на границе русла и речного потока, фильтрации воды через русло реки т. п. Каждый из этих возбудителей создает собственные поля, в сумме составляющие электрическое поле речного потока, имеющее напряжение от 20 до 250 мВ/м. В горных районах речные потоки вместе с контактным напряжением горных пород, фильтрацией талых снеговых и ледниковых вод создают локальные поля с Е ≈ 300-600 мВ/м и даже до 2 В/м. При определенных природных условиях локальные электрические стационарные поля возникают в зоне рудных залежей (колчеданные, антрацитовые, графитовые, магнетитовые и другие). Эти залежи по существу являются природными электронными проводниками. Значения Е таких полей зависят от минерального состава рудного тела, его электрической проводимости и структуры содержащихся в нем электронно-проводящих минералов. В последнем случае важна не столько концентрация этих минералов, сколько создание ими непрерывной проводящей системы. Главной причиной образования локальных полей рудных тел является различие в скачках потенциала на границах рудного тела с вмещающей ионной средой. Это различие на поверхности рудного тела обусловливается изменением химического состава подземных (грунтовых) вод. Так, например, в зоне залежей сульфидных руд в верхней части грунтовых вод содержатся продукты окисления этих руд (серная кислота, сульфаты железа, меди и других металлов) кислородом просочившихся атмосферных осадков. В результате окисления верхняя часть рудного тела теряет электроны и становится электроположительной. В нижней части рудного тела химического окисления сульфатов не происходит, воды обычно имеют щелочной характер, не содержат продуктов окисления и становятся восстановительными. Поэтому нижняя часть рудного тела становится электроотрицательной. Значения Е рассматриваемых полей нередко достигают нескольких вольт на метр (В/м). Однако не все рудные месторождения создают локальные электрические поля. Все определяется условиями поступления кислорода к рудному телу, его размерами, глубиной залегания и гидрогеологическими условиями (движение подземных вод в зоне рудного тела, глубина уровня грунтовых вод и т.д.). Например, локальных полей рудных тел нет в районах распространения болот. Незначительные поля создаются рудными залежами в районах с сухим климатом или при глубоком их залегании. ов 7.4. ат К естественным переменным электромагнитным полям относятся квазигармонические низкочастотные поля космической (их называют магнитотеллурическими) и атмосферной (грозовой) природы («теллурики» и «атмосферики»). Происхождение магнитотеллурических полей объясняется воздействием на ионосферу Земли потока заряженных частиц, посылаемых космосом (в основном, корпускулярным излучением Солнца). Вызываемые разной активностью Солнца и солнечным ветром периодические (11 - летние), годовые, суточные вариации магнитного поля Земли и магнитные бури создают возмущения в магнитосфере и ионосфере. Вследствие индукции в Земле и возникают магнитотеллурические поля. В целом эти поля инфранизкой частоты (от 5 до 10 Гц). В теории показано, что на 78 ар С Магнитотеллурическое поле. I часть нн Электрическое поле атмосферы. ве 7.5. ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о таких частотах скин – эффект (т.е. более быстрое затухание высокочастотных э/м полей с глубиной по сравнению с низкочастотными) проявляется слабо, поэтому магнитотеллурические поля проникают в Землю до глубин в десятки и первые сотни километров. Наиболее устойчивыми, постоянно и повсеместно существующими в утренние и дневные часы, особенно летом и в годы повышенной солнечной активности являются короткопериодичные колебания (КПК) с периодом от единиц до ста секунд. Поля иных периодов наблюдаются реже. Измеряемыми параметрами являются электрические Е(x), Е(y) и магнитные Н(x), Н(y), Н(z) составляющие напряженности магнитотеллурического поля. Их амплитуды и фазы зависят, с одной стороны, от интенсивности вариации теллурического и геомагнитного полей, а с другой, от удельного электрического сопротивления пород, слагающих геоэлектрический разрез. Происхождение естественных переменных полей атмосферной природы связано с грозовой активностью. При каждом ударе молнии в Землю (по всей поверхности Земли в среднем ежесекундно число молний равно примерно 100) возбуждается электромагнитный импульс, распространяющийся на большие расстояния. В целом под воздействием гроз в верхних частях Земли повсеместно и всегда существует слабое грозовое поле, которое называют шумовым. Оно состоит из периодически повторяемых импульсов (цугов), носящих квазисинусоидальный характер с преобладающими частотами от 10 Гц до 10 кГц и напряженностью по электрической составляющей в доли мВ/м. Средний уровень поля «атмосфериков» подвержен заметным суточным и сезонным вариациям, т. е. вектора напряженности электрической Е и магнитной Н составляющих не остаются постоянными по амплитуде и направлению. Однако средний уровень напряженности Еср, Нср за время порядка десяти секунд зависит от удельного электрического сопротивления слоев геоэлектрического разреза, над которым ведутся наблюдения. Таким образом, измеряемыми параметрами «атмосфериков» являются различные составляющие Еср и Нср. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст Большая часть электрического поля атмосферы за исключением временно существующих областей возмущения всегда направлена нормально к земной поверхности. Такое направление поля в подавляющем числе случаев наблюдается в безоблачную, штилевую погоду («нормальные дни»). Это так называемое нормальное электрическое поле атмосферы, имеющее обычно напряженность в пределах 0 > ЕП(λ, φ, t) > 1 кВ/м (λ, φ, t – долгота, широта и время). Оно проявляется в фильтрационно-электрических эффектах, генерирующих конвекционные токи в нижних слоях атмосферы, ионизирующих атмосферные осадки и аэрозоли. Электрические процессы в атмосфере всегда сопровождаются электромагнитными возмущениями, индуцирующими вихревые токи в земной коре. Движение облаков может создавать у земной поверхности напряжение Е около 4 мВ/м. Перенос заряженных воздушных масс ветром на высоте 10—20 м изменяет градиент потенциала Е у поверхности Земли до ± 1 В/м. Примерно на столько же растет градиент потенциала Е над морской поверхностью при увеличении скорости ветра на 1 м/с. Увеличение скорости ветра над поверхностью суши с 3 до 10 м/с вызывает рост градиента Е с 2 мкВ/м до 320 мВ/м. 79 7.6. ФИЗИКА ЗЕМЛИ Проблема природы магнитного поля Земли. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует на земной поверхности, является суммарным полем, образованным за счет ряда источников: 1) токов, пересекающих поверхность Земли, так называемого «вихревого» поля; 2) внешних, космических источников, не связанных с Землей; 3) магнитного поля, обусловленного причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля и именно его генезису посвящено большинство гипотез. Проблема происхождения магнитного поля Земли до настоящего времени не может считаться окончательно решенной, хотя почти общепризнанной является гипотеза магнитного гидродинамо, основанная на признании существования жидкого внешнего ядра. Тепловая конвекция, то есть перемешивание вещества во внешнем ядре, способствует образованию кольцевых электрических токов. Скорость перемещения вещества в верхней части жидкого ядра будет несколько меньше, а нижних слоев - больше относительно мантии в первом случае и твердого ядра - во втором. Подобные медленные течения вызывают формирование кольцеобразных (тороидальных) замкнутых по форме электрических полей, не выходящих за пределы ядра. Благодаря взаимодействию тороидальных электрических полей с конвективными течениями во внешнем ядре возникает суммарное магнитное поле дипольного характера, ось которого примерно совпадает с осью вращения Земли (рис. 18). Для «запуска» подобного процесса необходимо начальное, хотя бы очень слабое, магнитное поле, которое может генерироваться гиромагнитным эффектом. Поскольку магнитное поле Земли аппроксимируется центральным диполем с круговой симметрией по отношению к оси этого диполя, то это позволяет по магнитному склонению D и магнитному наклонению I, измеренным в любой точке поверхности земного шара, определить географические координаты — широту и долготу положения геомагнитного полюса. Рисунок 18. Элементы магнитного поля Земли: 1 - соотношение магнитного диполя, силовых линий и оси вращения Земли; 2 - основные компоненты магнитного поля: В - поверхность Земли на ограниченном участке; А - вертикальная плоскость; С - магнитная силовая линия; составляющие полного вектора Т магнитного поля; H - горизонтальная; Z - вертикальная; I - магнитное наклонение; МП - направление на магнитный полюс; ГП - направление на географический полюс. 80 I часть 7.7. Магнитные свойства горных пород. ны ш J , H (7.3) .Г .Ч ер k= ев ск ог о Горные породы, слагающие земную кору в зависимости от их петрографического состава, структуры, физико-химических условий в которых они находятся, имеют различные магнитные свойства. Эти различия являются основными физикогеологическими предпосылками для применения магниторазведки. Магнитные свойства горных пород описываются несколькими параметрами, среди которых для интерпретации наибольший интерес представляют векторы магнитной восприимчивости. (Величина, характеризующая способность вещества изменять свою намагниченность при воздействии поля H или способность вещества к намагничению). V i и ¦M , им ен J= Н где k – магнитная восприимчивость; J – вектор магнитной восприимчивости; Н – напряженность магнитного поля. Мерой намагниченности служит вектор: ит е рс - (сумма нормальной и касательной составляющих) ив е r r r J = Jn + Ji т где Мi – магнитный момент; V – объем. (7.4) (7.5) С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун Породы, в которых направление вектора Jn совпадают с современным магнитным полем, называются нормально намагниченными, в противном случае говорят об обратной намагниченности. Важную характеристику магнитных свойств дает точка Кюри, при достижении которой вещество теряет ферромагнитные свойства. У диамагнетиков результирующий магнитный момент М в отдельных атомах равен 0 и J (вектор намагниченности) возникает за счет Ларморовской прецессии (прецессия – движение оси вращения) электронных орбит в магнитном поле. У парамагнетиков большое число атомов обладают магнитным моментом, но в отсутствии внешнего поля сумма магнитных моментов равна нулю вследствие случайности в распределении магнитных моментов отдельных атомов, внешнее магнитное поле упорядочивает ориентацию отдельных моментов, а тепловое движение нарушает ее. В ферромагнетиках взаимодействие между атомами несколько сильнее, что связано главным образом со спиновыми моментами электронов в отдельных областях – доменах (домены – области, в которых атомные магнитные моменты ориентированы параллельно, то есть у доменов существует самопроизвольная намагниченность, при температурах ниже точки Кюри). Нулевая намагниченность объясняется компенсацией магнитных моментов отдельных доменов. Намагниченность ферромагнетиков под действием внешнего магнитного поля обуславливается ростом размеров доменов с близким к полю направлением за счет смещения границ доменов. 81 ФИЗИКА ЗЕМЛИ Ферромагнетики k, единиц СГС Температура Кюри º С Магнетит 0,3-2 578 Гематит 10-5-2∙10-4 678 Кристаллы магнетита 0,3-0,2 300-325 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о Диапазон изменения k очень широк – от отрицательных и близких к нулю до очень больших значений, превышающих 12 ед. СГС. Магнитные свойства пород обусловлены в основном, магнитным моментом электронов, который характеризует круговой ток, возникающий при движении электронов вокруг своей оси. У некоторых веществ магнитный момент равен нулю. Когда на вещество действует магнитное поле Земли, в некоторых минералах собственные магнитные поля атомов ориентируются по направлению этого поля. Эти минералы называются парамагнитными. К другой группе относятся минералы, в которых действие внешнего поля создает отрицательную магнитную восприимчивость. Такие вещества ослабляют действие магнитного поля, т.е. вызывают отрицательные аномалии. Называются они диамагнетиками. Парамагнитные вещества не намагничены, пока на них не действует поле, т.к. у них магнитные моменты атомов ориентированы хаотично под действием теплового движения. Диамагнетизм от температуры не зависит, а при температуре Кюри ферромагнетики становятся парамагнетиками. Магнитная восприимчивость горных пород зависит от типа, состава, количества ферромагнитного материала, от размера зерен, структуры, температуры и давления. По значению и характеру намагниченности все минералы можно разделить на 3 группы: 1. Безжелезистые минералы (кварц, калиевые полевые шпаты, плагиоклазы, эпидот, хлорит, апатит, галит, гипс), относящиеся к диамагнетикам или парамагнетикам с низким k <12∙10-5 единиц СИ. 2. Железосодержащие силикаты и алюмосиликаты (слюды, оливины, амфиболы, пироксены, гранаты) смешанной парамагнитной природы. В чистом виде k = 25∙10-5 ед. СИ; с примесями k = (300-400)∙10-5 ед. СИ. 3. Ферромагнитные минералы, к которым относятся магнетит, титаномагнетит, гематит, ильменит, лимонит, пирротин. Значения k равны 1-12 ед. СИ. При небольших колебаниях намагничивающего поля изменения магнитных свойств можно считать незначительными. Однако оно будет значительным при интенсивных изменениях температуры. Известно, что восприимчивость в слабых полях с увеличением температуры возрастает, достигает максимума и с приближением к температуре Кюри падает до нуля. Осадочные породы характеризуются небольшими, близкими к нулю, значениями k. Наиболее вероятными значениями являются (0,5-1)∙10-5 единиц СИ. Еще меньшие значения имеют мергели, доломиты, соль. Они практически немагнитные и имеют отрицательные значения k. Магматические породы кислого состава (граниты, кварцевые порфиры) имеют значения k = (0-600)∙10-5 единиц СИ. Хотя среди них есть и немагнитные разности. При этом 65% магматических пород кислого состава – слабомагнитные. Магматические породы среднего состава – андезиты, порфириты, сиениты и диориты характеризуются k от 0 до 2300∙10-5 ед. СИ. Магматические породы основного состава (габбро, базальты, диабазы) характеризуются значениями k = (50-1000)∙10-5 ед.СИ. 82 I часть Ультраосновные породы от 0 до 2500∙10-5 ед. СИ. При этом средняя k эффузивных пород ниже интрузивных. Значение k метаморфических пород = 5∙10-5 ед. СИ. Сложные процессы метаморфических образований (гранитизация, контактовый метаморфизм, гидротермально-метасоматические процессы) обуславливают широкий диапазон изменения магнитных свойств. Палеомагнетизм, инверсия и миграция полюсов, «самовозбуждающееся» динамо. ск ог о 7.8. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев Чтобы продлить наблюдения магнитного поля в глубь геологического времени, проводится изучение палеомагнетизма («ископаемой» намагниченности) древних горных пород. Применение этого метода возможно потому, что многие породы приобретают некоторую постоянную намагниченность в том поле, которое существует во время их образования. Например, богатые железом минералы базальтовой лавы, проходя при остывании через свою температуру Кюри, должны намагничиваться. Это означает, что породы могут сохранить до нынешнего дня свидетельства о характере древнего намагничивающего поля. Указанное свойство горных пород используют путем отбора образцов ориентированного керна из скважин, пробуренных на том или ином обнажении, и последующих магнитных измерений в лаборатории, выполняемых с целью определения палеополюсов. В результате применения этого метода при изучении разреза лав, накопившихся за миллионы лет, было обнаружено, что в прошлом магнитное поле много раз полностью меняло направление, т. е. испытывало инверсии. Например, северные палеополюсы становились южными и наоборот. Если говорить о еще более раннем времени, то представляется, что инверсии происходили на значительных отрезках геологической истории. Кроме того, заметно меняется и напряженность поля, особенно в периоды инверсий, когда эта напряженность минимальна. Ясно, что магнитное поле Земли – это очень изменчивая и динамичная во всех масштабах времени, система, которая существовала на протяжении большей части истории Земли и не связана с постоянной намагниченностью вещества в ядре. Поэтому возникают вопросы о том, как это магнитное поле генерируется в ядре. Изменения ориентировки и напряженности магнитного поля Земли заставляют предположить, что источник этого поля находится в жидком подвижном внешнем ядре. Почти все вещество твердой мантии и внутреннего ядра имеет температуру выше своей точки Кюри, поэтому оно не обладает, очевидно, постоянной намагниченностью. Движения внутри этого вещества также недостаточно интенсивны, чтобы стать причиной наблюдаемых вековых вариаций. В качестве вероятного единственного возбудителя магнитного поля остаются только электрические токи во внешнем ядре. Идея состоит в том, что там существуют токовые петли, грубо напоминающие витки провода в соленоиде (электрической катушке), которые и генерируют различные составляющие геомагнитного поля; развитие этой идеи привело к появлению почти общепринятой теперь модели «геомагнитного динамо». На рисунке 19 показана схема действия простого динамо с вращающимся диском. Изначально проводящий диск вращается в магнитном поле; при этом между осью и диском образуется некоторая ЭДС, но ток не возникает (Рис. 19, а). На рисунке 19, б добавлен внешний проводник, по которому ток идет от оси к периметру диска. Этот ток создает вторичное магнитное поле; чтобы происходило вращение, 83 ФИЗИКА ЗЕМЛИ т им ен и Н .Г .Ч ер ны ш ев ск ог о требуется внешнее магнитное поле и какой-то источник энергии. На рисунке 19, в внешнее, или возбуждающее, магнитное поле снято, а ток проводится через виток спирали, обходящей ось диска, так что для возбуждения динамо используется создаваемое им же вторичное магнитное поле. С ар ат ов ск ий го с уд ар ст ве нн ы й ун ив е рс ит е Рисунок 19. Иллюстрация к модели динамо, генерирующего магнитное поле Земли: а - диск вращается в магнитном поле, при этом образуется разность потенциалов, но ток не идет; б - подключение внешнего проводника приводит к возникновению тока; в - появившийся ток питает магнитное поле и заставляет динамо самовозбуждаться. Теперь это - самовозбуждающееся динамо, генерирующее поле до тех пор, пока не прекращается его вращение. Такая схема дает очень хорошее представление о генерации магнитного поля Земли круговыми токами в ядре: если система динамо получает «подпитку» слабым первичным магнитным полем (возможно, полем Солнца), требуется только, чтобы сохранялся некоторый источник энергии. Если ток (только ток, а не само вращение) меняет направление, изменяется и направление поля. Процесс самообращения геомагнитного поля, конечно, на деле гораздо более сложен, но он успешно моделируется с помощью пары динамо, генерирующих друг для друга возбуждающее поле. В жидком внешнем ядре существует, вероятно, почти бесконечное число взаимодействующих и взаимосвязанных токовых петель разных размеров и форм, которые появляются, растут, угасают и меняют знак во всех масштабах времени. Возможно, расположение этих петель в той или иной мере контролируется вращением Земли, что и объясняет близость ориентировки магнитного поля к направлению оси вращения нашей планеты. Сделаны оценки полной мощности источника энергии, необходимой для генерации геомагнитного поля. Эти оценки колеблются от 109 до 1011 Вт в зависимости от коэффициента превращения тепловой или механической энергии в магнитную. По сравнению с мощностью, высвобождающейся при землетрясениях (около 1012 Вт), и с тепловым потоком через поверхность Земли ((3-4)•1013 Вт) энергия, идущая на создание магнитного поля, относительно невелика. 84 I часть ЛИТЕРАТУРА. Деменицкая Р.М. Кора и мантия Земли. М., Недра, 1975. 253 с. ск ог о Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. М., Недра, 1965. 379 с. Буллен К.Е. Плотность Земли. М., Мир, 1978. 437 с. ев Жарков В.Н.,Трубицин В.П., Самсоненко Л.В.Физика Земли и планет. Фигуры ны ш 1. 2. 3. 4. и внутреннее строение. М., Наука, 1971. 384 с. .Г .Ч ер 5. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. Москва “ Наука”, Главная редакция Физико-математической лит-ры.,1983. 6. Мясников В.П., Фадеев В.Е. Гидродинамические модели эволюции Земли и им ен Стейси Ф. Физика Земли. М., Мир, 1972. 342 с. и Н планет земной группы. М., 1980. 232 с. (Итоги науки ВИНИТИ. Т.5) Ботт М. Внутренне строение Земли. М.: Мир, 1974. 373 с. ит е т Джекобс Дж. Земное ядро, М.: Мир, 1978. 437 с. рс Дж. А.Эйби Землетрясения. Москва, Недра, 1982 Дж. А. Джекобс., Р.А. Рассел Физика и геология. Изд-во Мир, Москва, 1964. ив е 7. 8. 9. 10. 11. ун 480 с. ы й 12. Г.Джеффрия Земля и ее происхождение, история и строение. Изд-во Иностр. нн литературы., Москва, 1960, 485 с. ве Лозин Е.В. Основы геологии и физики Земли. Учебное пособие УФА, 1992. 83c. ст Чечкин С.А. Основы геофизики. Ленинград, Гидрометеоиздат, 1990. 289 с. уд ар Друянов В.А. Загадочная биография Земли. Москва,”Недра», 1989. 159 с. Новик О.Б. Электромагнитные и тепловые сигналы из недр Земли. М.: Изд. го с 13. 14. 15. 16. Круглый год, 2001 г. ск ий 17. Сидоренков Н.С. Физика нестабильностей вращения Земли. М.: Физматлит, ов 2002 г. С ар ат 18. Проблемы геофизики XXI века. Сборник научных трудов. М.:Наука, 2003 г. 19. Основы теории космофизики. Тверской Б.А. М.: Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, 2004 г. 85 Учебное издание ны ш ев ск ог о Елена Николаевна Волкова .Г .Ч ер ФИЗИКА ЗЕМЛИ Часть I Н Учебное пособие рс ит е т им ен и Дизайн, верстка, допечатная подготовка – Е.В.Моисеева Дизайн обложки - Е.В.Моисеева ве нн ы й ун ив е Издательство ООО «Научная книга» 410031, г. Саратов, ул. Московская, 35, оф. 233 С ар ат ов ск ий го с уд ар ст Подписано в печать 15.09.2008. Формат 60х84 1/16 Бумага офсетная. Печать трафаретная. Усл. печ. л. 5,1. Тираж 100 экз. Заказ № 3014 от 1.09.2008. Отпечатано в типографии ООО «Метро-Принт» 410012, г.Саратов, ул. Рабочая, 105 Тел. (8452) 22-66-77, 51-47-80
