0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

рення руху Місяця, а решта — на припливні деформації верхніх оболонок Землі. Теплота, що виділяється внаслідок цього, становить невелику частку повного її потоку.

Перенесення теплоти в Землі. Одна з центральних проблем земного теплового потоку полягає в поясненні механізму винесення теплоти з надр Землі. Більша частина теплоти, яку втрачає Земля, досягає її поверхні завдяки т е п л о п р о в і д н о - сті порід земної кори. Проте тут виникає проблема, яка в інтерпретації М. Ботта [19] звучить так. Якщо прийняти тепловий потік таким, що дорівнює 62 Вт/м2, і теплопровідність 2,512 Вт/(м-К), то дістанемо геотермічний градієнт, який дорівнює 25 °С/км. У разі збереження такого градієнта температура на глибині 100 км повинна досягти 2 500 °С, а отже, зумовлювати велике плавлення. Тому перш ніж досягти глибини 100 км, геотермічний градієнт повинен зменшитись приблизно в 10 разів. Виположування кривої залежності температури від глибини можна пояснити або концентруванням внутрішніх джерел теплоти поблизу поверхні Землі, або ефективнішим механізмом перенесення теплоти, ніж проста теплопровідність, або сумісною дією цих факторів.

За температур понад 800—1500 °С значна кількість теплоти передається через породу в и п р о м і н ю в а н н я м . Внаслідок променистого перенесення коефіцієнт теплопровідності зростає на додаткову величину Кг. Величина Кг значною мірою визначається прозорістю силікатних мінералів до червоного проміння видимої ділянки спектра, яке несе теплову енергію, та інфрачервоного проміння. Кг є кубічною функцією температури.

Можливий також інший механізм перенесення теплоти, що збільшує теплопровідність за високих температур. Теплота може передаватися «екситонами» — атомами, збудженими радіацією

[106]. Слід вважати, що інтенсивність екситонової теплопровідності сумірна з променистою теплопровідністю. Цілком ймовірно, що ефективна теплопровідність верхньої мантії глибше за 100 км на порядок вища, ніж біля поверхні. Тому геотермічний градієнт на цих глибинах менший. Збільшення теплопровідності з глибиною може припинитися в перехідній зоні мантії і нижче через збільшення непрозорості.

Існує гіпотеза про наявність т е п л о в о ї к о н в е к ц і ї в Землі. Теплова конвекція в рідкому середовищі може винести нагору велику кількість теплоти навіть у разі порівняно невеликого температурного градієнта. Мабуть, саме конвекцією переда-

39

ється теплота нагору через зовнішнє ядро. Можливість здійснення теплової конвекції в мантії визначається величиною в'язкості останньої і нині є предметом дискусії. Зате не викликає сумнівів так звана « п р о н и к а ю ч а » к о н в е к ц і я у верхній мантії, що є спрямованою вгору течією розігрітих рідин малої густини (гідротермальні розчини, магма).

Проблема еквівалентності континентального й океанічного теплових потоків. Зробивши ставку на радіоактивний розпад довгоживучих радіонуклідів як на одне з основних джерел енергії теплового потоку, дослідники чекали, що в зоні континентів, кора яких має потужний гранітний шар, тепловий потік значно перевищуватиме тепловий потік через дно океану, в межах якого здебільшого гранітний шар відсутній і кора значно тонша. Встановлення практично однакових середніх теплових потоків на континентах і в океанах стало цілковитою несподіванкою. Виникла проблема пояснення цього факту.

Запропоновано два різні пояснення. Згідно з одним із них, під океанами й континентами міститься практично однакова кількість радіонуклідів, причому більша частина з них сконцентрована в корі континентальних регіонів, а під океанами основна їх частина перебуває у верхній мантії. Детально цю гіпотезу розробляв Г. Макдональд [268]. Із гіпотези Макдональда випливають далекосяжні висновки. Зокрема, необхідною умовою є сталість положень континентів і океанів та хімічне диференціювання верхньої мантії на ранньому етапі її розвитку.

Друге пояснення однаковості континентальних і океанічних теплових потоків грунтується на залученні механізму конвекції для перенесення теплоти у верхній мантії. Зміст гіпотези полягає в тому, що конвективні течії, що підіймаються вгору поблизу океанічних підводних хребтів, втрачають теплоту під час руху до континентів. У цьому разі більша частина океанічного теплового потоку виноситься з верхньої мантії конвекцією, а основна частина континентального теплового потоку створюється радіоактивними джерелами теплоти в корі і верхній мантії.

За справедливим зауваженням М. Ботта [19], основним недоліком гіпотези конвекції є те, що вона залишає без відповіді головне запитання — причину однаковості океанічного й континентального теплових потоків. Такого збігу важко чекати, якщо океанічний і континентальний теплові потоки є наслідком різних, і, очевидно, не зв'язаних між собою процесів. До

40

цього слід додати вже висловлену вище думку про те, що сама наявність процесу конвекції у верхній мантії досить дискусійна.

Оцінювання температур усередині Землі. Екстраполювання теплового потоку біля поверхні Землі дає деякі дані про розподіл температури у верхньому 50-км шарі мантії. Нижче від цього шару відомості про температуру не вірогідні, хоча можна встановити для неї деякі обмеження, виходячи з відомих фізичних властивостей мантії.

Тепловий режим верхнього шару мантії значною мірою визначається розміщенням джерел теплоти і механізмом її перенесення, які можуть відрізнятися один від одного в континентальних і океанічних районах. Проте, починаючи з глибин у декілька сотень кілометрів, субконтинентальні і субокеанічні температури повинні стати однаковими, інакше виникла б різниця у щільності, викликана тепловим розширенням, чого насправді не спостерігається.

Важливий висновок можна зробити й відносно геотермічного градієнта. Починаючи з глибин порядку 60 км, він повинен істотно зменшуватись з глибиною, інакше температура на глибинах порядку 100 км перевищить температуру плавлення найбільш високоплавкого оливіну. На поверхні оливін плавиться при 1900 °С, а за тиску 5 ГПа (глибина порядку 160 км) — при 2140 °С. Мабуть, це абсолютна верхня межа температури верхнього шару мантії. Вірогідніша межа температури визначається температурою утворення базальтової магми за часткового плавлення ультраосновних порід. На глибині порядку 100 км вона становить 1300 °С, а на глибині 350 км — 2000 °С. Отже, більша частина магми (якщо не вся) повинна формуватись у верхній мантії. В районах активного вулканізму (Гавайські острови, Камчатка) магма угворюється на глибинах порядку 60 км. Температура на цих глибинах, ймовірно, досягає 1250—1300 °С.

Температуру у нижній мантії зазвичай оцінюють за допомогою обчислених значень термічного градієнта, приймаючи його таким, що дорівнює адіабатичному (—0,3 °С/км), а температуру біля межі мантія—ядро можна оцінити екстраполюванням температури плавлення заліза на високі тиски. На рис. 14, запозиченому у М. Ботта [19], подано деякі відомості про радіальний розподіл температур у мантії, а також графіки температури плавлення речовини мантії, отримані Р.Лффеном [281] за значеннями швидкостей поширення сейсмічних хвиль, і розподії температури з

4 1

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

1, 2 — відповідно нижня і верхня межі зміни температур у мантії (точками виділено ділянку можливої невизначеності); 3 — оцінювання температури за електропровідністю; 4 — температура плавлення речовини мантії

глибиною, отриманий Д. Тозером [277] за значеннями електропровідності.

2.4. Магнітне поле Землі

Сучасне магнітне поле. У першому наближенні геомагнітне поле є полем магнітного диполя, вміщеного в центр Землі (гіпотеза центрального диполя). Магнітний момент такого диполя характеризується величиною порядку 8-Ю22 А-м2, а його вісь нахилена на 11°,5 до осі обертання Землі. Вважають [61], що краще наближення до спостережуваного геомагнітного поля дає диполь, розміщений у магнітному центрі Землі (гіпотеза ексцентричного диполя). Зокрема, положення та орієнтація диполя для епохи 1955,0 р. такі. Диполь зміщений на 436 км від центра в напрямку до точки поверхні з координатами 15°,6 пн. ш. і 150°,9 сх. д. Нині полюси ексцентричного диполя (геомагнітні полюси) мають координати: 81°,0 пн. ш., 84°,7 зх. д. і 75°,0 пд. ш., 120°, 1 сх. д. У цих точках вісь ексцентричного диполя не вертикальна, а нахилена на 3°,9 до відповідних магнітних полюсів. Координати магнітних полюсів: 82°,4 пн. ш., 137°,3 зх. д. і 67°,9 пд. ш., 130°,6 сх.д.

42

Магнітне поле Т, ж е спостерігається на поверхні Землі, є сумою полів, що мають різні причини виникнення:

Т= Т0+ ТТ+ ТА+ТЕ + 5Т,

де Т0 — поле, створюване однорідною намагніченістю земної кулі, яке називають дипольним; ТТ — недипольне поле, яке називають полем світових магнітних аномалій; ТА — поле локальних і регіональних магнітних аномалій, зумовлених неоднорідною намагніченістю верхніх шарів земної кори; ТЕ — поле, зумовлене зовнішніми причинами; ЬТ— варіації магнітного поля в часі.

Сума полів Т0 + ТТ утворює головне поле, а суму полів Т0 + + ТТ + ТЕ часто називають нормальним полем Землі. Такий поділ багато в чому умовний, але він зручний для характеристики магнітного поля Землі.

Сферичний гармонічний аналіз геомагнітного поля, виконаний за сучасними і давніми картами, свідчить про те, що з плином часу, починаючи з 1840 р. і досі ексцентричний диполь (магнітний центр) систематично зміщувався на північний захід і віддалявся від географічного центра Землі. На рис. 15, а, б, запозиченому з [243], наведено графіки зміни сферичних координат магнітного центра (г0, ср0, )Ч)) за 1840—1960 рр. Судячи з координат магнітного центра, просторово він зв'язаний з внутрішнім ядром і, можливо, визначає його положення відносно зовнішнього. Величина магнітного моменту М0, починаючи з 1829 р. і досі систематично зменшується приблизно від 8,5-1022 до 8,0-1022 А м2.

І.М. Пудовкін і Г.Є. Валуєва [162, 163], що детально вивчали цю проблему, на основі аналізу геомагнітного поля за період з 1829 по 1965 р. обчислили координати ексцентричного диполя г0, Фо, >чі ДЛЯ шести епох (табл. 7).

Результати обчислень підтверджують, що ексцентричний диполь дрейфує у площині великого круга Землі, нахиленого до екватора під кутом -31°, з середньою кутовою швидкістю порядку 0°,3 за рік. Слід цієї площини на поверхні Землі наведено на рис. 15, в. Світлими кружками зображено проекції ексцентричного

43

з

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

г - відаааь від малгіїного центра Землі в одиницях радіуса Землі (я б) і слід площини дрейфу ексцентрикоюго диполя на поверхні Землі (»>

диполя на земну поверхню (див. табл. 7). Прийнявши траєкторію руху ексцентричного диполя за еліпс, один із фокусів якого розмішений в геометричному центрі Землі, автори визначили півосі цього еліпса 1150 і 770 км, а, прийнявши середню швидкість міграції диполя витриманою, — обчислили період його обертання — 1200 років.

Природно, даних для перелічених екстраполяцій далеко не достатньо, але підтверджує такі уявлення дивовижний збіг координат ексцентричного диполя, обчислених Г. Барта за значно менш точними вихідними даними за період з 1550 по 1700 р. (на рис. 15, в вони зображені хрестиками). Однак в іншій праці [164] автори схиляються до можливості зменшення періоду обертання ексцентричного диполя до 600 років і не відкидають МОЖЛИВОСТІ зображення його траєкторії спіральною лінією.

Уя&тення про зміну магнітного моменту диполя за попередні тисячоліття дають археомагнітні дані. На рис. 16, а наведено трафік зміни магнітного моменту (напруженості головного магніт-

4 4

м/м,

б

Рис. іб. Зміна магнітного моменту земного диполя М за останні 8,5 тис років за археомагнітнимк даними (о) і за останні 400 млн років за палеомагкітними даними (й)

ного поля) Землі за останні 8,5 тис. років, побудований за світо- вими археомагаітними даними С.П. Бурлацькою [29, 30]. Графік підтверджує коливальний характер зміни магнітного моменту Землі. Близько двох тисяч років тому магнітний момент Землі до-

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

45

ню, а шість тисяч років тому був мінімальним — близько 0,5 нинішнього. ОЇЖЄ, намічається період варіації магнітного моменту Землі — 7—8 тис. років.

Зміни машітного моменту (напруженості магнітного поля) Землі в давні геологічні епохи відбивають палеомагнітні дані.

На рис. 16, б, запозиченому із [182], наведено дані П. Сміта (темні кружки) і Дж. Брайдена (світлі кружки) про значення дипольного моменту Землі за останні 400 млн років. Ф. Стейсі [182], звертаючи увагу на природний розкид точок за даними Дж. Брайдена, віддає перевагу даним Гї. Сміта, що змінюються плавніше і добре лягають на суцільну криву. За поведінкою цієї кривої він робить висновок, що, починаючи з силуру, дипольний момент Землі загалом зростав. Автору цієї праці вірогіднішим здається закон цього зростання, ускладнений періодичними змінами, зображеними на рисунку штриховою лінією. Він задовольняє обидві групи даних. Період коливання ускладнень отримується порядку 200 млн років. Подібних висновків дійшли також О.С. Большаков і Г.М. Солодовников [17].

Визначення магнітного моменту в докембрії досить обмежені. Ф. Стейсі [182] з посиланнями на Еванса, Мак Елхіні і Кармайкла зазначає, що середня напруженість магнітного поля Землі пройшла через мінімум близько 500 млн років тому і що криву, наведену на рис. 16, б, не можна екстраполювати назад і отримати мізерно мале поле в докембрії, оскільки між 1-Ю9 і 2-Ю9 років тому напруженість магнітного поля була більшою, ніж нині. Еванс і Мак Елхіні за габроїдами Африки, вік яких становить 2,6-109 років, установили, що магнітне поле

втой час було сумірним сучасному.

Упроцесі палеомагаітних досліджень було виявлено дуже важливу властивість давнього магнітного поля Землі — «інверсію» Інверсія — це зміна напрямку магнітного моменту (вектора напруженості магнітного поля) Землі на протилежний. Відомо [192], що перед інверсією напруженість магнітного поля зменшується в середньому у 7—10 разів. Це супроводжується збільшенням амплітуди його вікових варіацій, причому збуреність поля досягає такого рівня, що відбуваються короткочасні зміни його полярності. Потім відбувається власне інверсія поля — повертання вектора

напруженості Т , а далі — поступове збільшення напруженості магнітного поля до його початкового абсолютного значення. Весь процес триває близько і 05 років, з яких власне інверсія триває порядку 104 років.

46

Інверсії магнітного поля Землі — явище досить поширене в геологічному минулому. Лише впродовж фанерозою (500 млн років) їх було понад тисячу. Остання із них відбулася 40—43 тис. років тому. Оскільки геомагнітні інверсії синхронно охоплюють усю Землю і залишають «слід» у геологічних утвореннях, їх можна використати для створення геохронологічних шкал. Важливо підкреслити, що відкриття інверсій порушило багато які вкорінені уявлення про магнітне поле Землі. Зокрема, жодна з гіпотез виникнення магнітного поля Землі не може бути прийнятою, якщо вона не пояснює природу інверсій.

Полюси магнітного поля. Однією з основних характеристик дипольного магнітного поля є положення полюсів на поверхні Землі. Розрізняють полюси геомагнітні — точки, в яких перетинається вісь диполя з геосферою, і віртуальні геомагнітні — геомагнітні полюси, обчислені за відомими значеннями схилення В і нахилу / магнітного поля.

На рис. 17, а, запозиченому з [243], показано положення віртуальних геомагнітних полюсів епохи 1955 р., обчислених за даними магнітних обсерваторій. Оскільки значення О та /, що спостерігаються, значно відрізняються від дипольних за рахунок впливу недилольної частини поля, у місцях знаходження віртуальних полюсів і геомагнітного полюса N виникають розбіжності, що досягають 20°. Привертає увагу майже рівномірний розкид віртуальних полюсів навколо геомагнітного полюса, а середнє їхнє положення практично збігається з останнім.

Уявлення про положення геомагнітних полюсів за останні тисячоліття отримують з археомагнітних даних, а в попередні геологічні епохи — з палеомагнітних. Перш ніж приступити до обговорення закономірності розташування ахеота палеомагаітних полюсів, варто спеціально підкреслити, що їхні координати обчислюють, виходячи з гіпотези центрального осьового диполя. Наслідком такого підходу є теорема про те, що середнє положення геомагнітного полюса за інтервал часу, що вимірюється тисячоліттями, повинне відповідати географічному полюсу. Ця теорема підтверджується спеціальними дослідженнями [259, 264 та ін.]. У разі палеомагнітних досліджень, як правило, у кожній точці спостереження відбирається низка зразків, вік яких змінюється в межах десятків тисяч і більше років. Середній віртуальний полюс, обчислений для такої колекції, буде позбавлений впливу давніх вікових варіацій, період яких 104 років і менше. Його називають палеомагнітним полюсом. На рис. 17, б наведено приклад, що ілюструє справедливість згаданої вище теореми про відповідність се-

47