учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

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

Основными результатами палеомагнитных исследований являются следующие:

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

2)в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меняло свою полярность, последний раз это произошло около 730 тыс. лет тому назад; смена полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10–50 тыс. лет; построена глобальная шкала инверсий на интервал 0–165 млн лет; построены региональные магнитостратиграфические шкалы инверсий;

3)установлено, что аномальное магнитное поле Земли в основном обусловлено намагниченными горными породами;

4)координаты палеомагнитных полюсов, определенные по различным тектоническим блокам для одного и того же момента времени в геологическом прошлом, оказались различными, что свидетельствует об относительных перемещениях блоков;

5)на основании количественных данных о положении древних магнитных полюсов построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;

6)остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд лет приобреталась в магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в тысячи раз слабее земного;

7)открыты магнитные поля планет: слабые — у Меркурия и Марса, сильные — у Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Перечисленные результаты имеют огромное значение не только для понимания происхождения магнитного поля Земли и его изменений во времени, но и для изучения стратиграфии и тектоники, для навигации, разведки полезных ископаемых, построения моделей эволюции Земли и планет изучения их внутреннего строения и т. д.

Палеомагнитология тесно связана с другими областями наук — с физикой (физика твердого тела, физика магнитных явлений, кристаллофизика, магнитная гидродинамика и т. д.), химией (химия ферритов, изучение процессов окисления), геофизикой (внутреннее строение Земли и планет) и, конечно, с другими разделами геологии (кристаллография, петрография, литология, стратиграфия, тектоника).

2.6. ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают глубже нескольких десятков — сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля — это огромная тепловая машина, работа которой продолжается более 4 млрд лет, но теплопроводность Земли крайне мала. Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору, может еще даже не достигнуть земной поверхности. Каждый год планета выделяет в космическое пространство примерно 1021 Дж тепла, а за 1 сек. Солнце излучает во много раз больше — примерно 5,5 1024 Дж в год, или 340 Вт/м2. Не вся солнечная энергия достигает поверхности Земли, и треть ее рассеивается за счет отражения атмосферой.

Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т. е. потока тепла, возникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр Земли, в среднем равно 59 мВт/м2, или 1,41 ЕТП, где ЕТП (единица теплового потока) = 1 10–4 кал/см2/с, а полный вынос глубинного тепла равен 3,1 1013 Вт, или 1 1028 эрг/год, по данным Д. Чапмена и Х. Поллака, полученным в 1976 г.

Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс

84 Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

гравитационнной (плотностной) дифференциации, благодаря которому Земля оказалась разделенной на несколько оболочек; 2) распад радиоактивных элементов; 3) приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь.

Разогрев Земли на ранних стадиях ее формирования осуществлялся за счет выделения тепла при соударениях планетезималей в период аккреции и за счет ударов метеоритов в период с 4,2 до 3,9 млрд лет, когда Земля подвергалась сильнейшей метеоритной бомбардировке. Собственно стадия аккреции заняла очень небольшое время — 104–108 лет, тогда как метеоритная бомбардировка длилась гораздо дольше, примерно 300 млн лет или более. Нагрев в период аккреции составил, по ориентировочным оценкам, 2,5 1038 эрг, а выделившегося тепла при метеоритной бомбардировке оказалось достаточно для частичного плавления верхней оболочки ранней Земли. По расчетам В. С. Сафронова, в конце протопланетного периода температура мантии достигала на глубине 500 км +1500 °С. Следовательно, упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как ее называют, стадии развития планеты, т. е. до рубежа примерно 3,9 млрд лет.

Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наиболее существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы планеты, как наиболее плотной части Земли. Значение выделившейся энергии при этом процессе оценивается различными авторами в 1,45–4,60 1031 Дж, и значительная часть этой энергии выделилась за период 2–3 109 лет, т. е. на начальных этапах формирования Земли. Источник тепла, связанный с гравитационной или плотностной дифференциацией вещества внутри Земли, функционирует и сейчас, однако трудно оценить его вклад в общий энергетический баланс. Тем не менее большинство исследователей склоняется к предположению, что количество тепла от этого источника превышает тепло, выделившееся в процессе распада радиоактивных элементов.

Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий тепловой поток, — это твердые приливы, связанные главным образом с влиянием на Землю ее спутника — Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по поверхности Земли, и при этом кинетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть значительным.

Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу, выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что

тепло, связанное с этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых ранних этапах жизни планеты, в первые 200 млн лет, распались и исчезли короткоживущие изотопы — 26Al, 36Cl, 40Be, 80Fe, 231Np, период полураспада которых составляет 106–107 лет.

В дальнейшем уменьшилось и содержание долгоживущих изотопов — 87Rb, 115In, 148Sm, 235U, 238U, 232Th, 40K. В настоящее время свой вклад в тепловой режим Земли дают изотопы U, Th и К. В ядре планеты радиоактивные элементы, по-видимому, отсутствуют, и большая их часть сосредоточена в земной коре и мантии. Существуют расчеты генерации тепла, связанного с распадом радиоактивных элементов.

Последние данные, приведенные профессором А. А. Ярошевским, выглядят следующим образом. Распространенность радиоактивных элементов в «примитивной мантии», т. е. в современной мантии и земной коре происходит по первой «хондритовой» модели: К — 558 10–4 %; Th — 0,0294 10–4 %; U — 0,0081 10–4 %. Хондриты — это наиболее распространенные каменные метеориты, содержащие хондры — сфероидальные силикатные включения размером от долей миллиметров до нескольких миллиметров, погруженные в мелкозернистую матрицу. По 2-й модели, учитывающей обогащение Земли по сравнению с хондритами, труднолетучими элементами К — 127 10–4 %; Th — 0,08 10–4 %; U — 0,0222 10–4 %. При этом массу «мантия плюс кора» оценивают в 4034 1024 г, а массу верхней части континентальной коры, т. е. ее гранитно-метаморфического слоя, — в 8,12 1024 г. Распространенность радиоактивных элементов в верхней части континентальной земной коры хорошо известна (по работам А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского): К — 2,4 %; Th—12 10–24 %; U — 3 10–4 %.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмотренных источников не оставалась постоянной и изменялась во времени. Земля, как тепловая машина, будет работать еще сотни миллионов лет, и ей не грозит «тепловая смерть» даже в отдаленном будущем, т. к. величина суммарных теплопотерь Земли намного ниже, чем общая теплогенерация за всю ее историю.

Глубинное тепловое поле. Неглубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента. Ввиду того что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту, является геотермическая ступень, т. е. глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1 °С.

Это сходство тем более удивительно, что геологическое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океанах отсутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верхний гранитно-метаморфический слой земной коры. Следовательно, примерно равный общий ТП должен уравновешиваться под океанами какими-то другими источниками тепла, в частности неглубоким залеганием астеносферы. Близкие значения среднего ТП в океанах и на континентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские платформы. Так, на Африканской платформе в области выходов древних архейских (с возрастом более 2,6 млрд лет) и нижнепротерозойских пород (1,6–2,6 млрд лет) ТП не превышает 35–55 мВт/м2. ВосточноЕвропейская платформа такая же древняя, имеет среднее значение ТП 46 мВт/м2, а Балтийский и Украинский щиты — 36 мВт/м2. В Кольской сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите недалеко от Мурманска, с глубиной отмечается лишь незначительное увеличение ТП с 36–40 мВт/м2 в интервале глубин от 0 до 7 км и до 48–52 мВт/м2 на глубинах от –7 до –12 км.

Более высокими значениями ТП до 80–90 мВт/м2 отличаются эпипалеозойские молодые плиты — Западно-Сибирская, Скифская, Туранская и др. На этом фоне резкими контрастными и повышенными аномалиями ТП выделяются континентальные рифты типа Байкальского, Восточно-Африканских, Рейнского, Шаньси в Китае и др. Так, в Байкальском рифте максимальный тепловой поток составляет 165 мВт/м2. Все это молодые, активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии.

Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско-Среди- земноморском складчатом поясе, сформировавшемся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько миллионов лет тому назад, в результате столкновения крупных Евразиатской и Африкано-Ара- вийской литосферных плит. Тирренское, Альборанское, Эгейское моря отличаются особо высоким ТП, до 400–515 мВт/м2. Повышеным ТП, до 80–120 мВт/м2, характеризуются отмеченные выше Альпийские горные цепи и особенно районы молодого и современного вулканизма в - Липарской и Кикладской островных дугах, в Западной Анатолии, Армении и др. В то же время впадины Черного, Левантинского, Ионического морей с рыхлыми неконсолидированными осадками мощностью до 15 км имеют невысокие значения ТП, не превышающие 20–30 мВт/м2 (рис. 2.18).

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

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

В океанах количество измерений ТП превышает 4500, причем благодаря скважинам глубоководного бурения ТП определяется не только в осадках — идеальном месте для измерений, но и в коренных породах второго базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котловины характеризуются однородным ТП 35–56 мВт/м2, но даже на этом фоне океанское дно с относительно более древним возрастом коры имеет и несколько пониженный ТП. Иными словами, закономерность такая же, как и на континентах (рис. 2.19).

Однако срединно-океанские хребты с рифтовыми долинами и островами типа Исландии имеют аномально высокие значения ТП — 400– 600 мВт/м2, достигающие местами «ураганных» значений до 1500 мВт/м2, как, например, в Калифорнийском или Красноморском рифтах. Центральная часть Исландии обладает ТП от 140 мВт/м2 до 430 мВт/м2. Именно в таких зонах и осуществляется энергичный вынос тепла путем разгрузки гидротерм и извержения вулканов, причины возникновения которых заключаются в образовании магматических очагов в верхней мантии на глубинах до 150 км.

Рис. 2.19. Геотермический градиент в различных геологических регионах

Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками так называемых мантийных плюмов, или горячих точек, примером которых могут быть Гавайские острова с активными вулканами. И горячие точки, и срединные океанические хребты с рифтами — это места современной высокой тепловой активности. Именно здесь происходят наиболее значительные теплопотери.

2.7. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ

2.7.1. Минералы

Все вещество земной коры и мантии Земли состоит из минералов, которые разнообразны по форме, строению, составу, распространенности и свойствам. Все горные породы состоят из минералов или продуктов их разрушения.

Самое древнее описание минералов относится к 500 г. до н. э., когда в китайском манускрипте Сан Хейдина «Древние сказания о горах и людях», было рассказано о 17 минералах. Само слово минерал происходит от латинского минера, что означает кусок руды.

Минералами называются твердые продукты, образовавшиеся в результате природных физико-химических реакций, происходящих в литосфере, обладающие определенным химическим составом, кристаллической структурой, имеющие поверхности раздела.

Каждый минерал имеет поверхность раздела с соседними минералами в виде граней кристаллов или межзерновых границ произвольной

Рис. 2.20. Кристаллические решетки алмаза (слева) и графита (справа) (А). Форма решеток определяет свойства минералов.

Ионы хлора и натрия в кристалле каменной соли (Б)

формы. Совокупность минералов, обладающих одинаковой структурой и близким химическим составом, образует минеральный вид. Например, кристаллы и зерна, имеющие состав SiO2 и одинаковую структуру, могут иметь разный цвет, размер, форму выделения и т. д., но в целом они относятся к одному и тому же минеральному виду — кварцу. Минералы одинакового состава, но с разной структурой относятся к разным минеральным видам, например графит и алмаз имеют один состав — углерод, но совершенно различные свойства (рис. 2.20).

В настоящее время выделено более 3 тыс. минеральных видов и почти столько же их разновидностей. Распространенность минералов в земной коре определяется распространенностью химических элементов (табл. 4). По данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1976), наиболее распространены в земной коре восемь химических элементов в весовых процентах, составляющих в сумме 98 % (см. табл. 4).