Термодинамические условия

Плотность. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см³. Горные породы, слагающие земную кору, отличаются малой плотностью. В осадочных породах плотность около 2,4–2,5 г/см³ , в гранитах и большинстве метаморфических пород – 2,7–2,8 г/см³ , в основных магматических породах – 2,9–3,0 г/см ³. Средняя плотность земной коры принимается около 2,8 г/см³. Сопоставление средней плотности земной коры с плотностью Земли указывает на то, что во внутренних оболочках – мантии и ядре, плотность должна быть значительно выше.

По имеющимся данным в кровле верхней мантии, ниже границы Мохо, плотность пород составляет 3,3–3,4 г/см ³, у нижней границы нижней ман-тии (глубина 2900 км) – примерно 5,5–5,7 г/см ³, ниже границы Гутенберга (верхняя граница внешнего ядра) – 9,7–10,0 г/см ³, затем повышается до 11,0–11,5 г/см ³, увеличиваясь во внутреннем ядре до 12,5–13,0 г/см³.

Давление. Расчеты давления на различных глубинах Земли в соответствии с указанными плотностями выражаются следующими значениями.

Ускорение силы тяжести. В ряде пунктов поверхности Земли геофизическим гравиметрическим методом выполнены измерения абсолютной величины силы тяжести с помощью гравиметров. Эти исследования позволяют выявить гравиметрические аномалии – области значительного увеличения или уменьшения силы тяжести. Увеличение силы тяжести обычно связано с присутствием более плотного вещества, уменьшение указывает на меньшую плотность. Что касается ускорения силы тяжести, то его величина различна. На поверхности оно в среднем составляет 982 см/с² (при 983 см/с² - на полюсе и 978 см/с²- на экваторе), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. По данным В. А. Магницкого, максимальное значение ускорения силы тяжести достигает в основании нижней мантии у границы с внешним ядром 1037 см/с². В пределах ядра Земли ускорение силы тяжести начинает значительно уменьшаться, доходя до 452 см/с² в промежуточном слое F, до 126 см/с² на глубине 6000 км и в центре до 0.

Магнетизм. Земля действует как гигантский магнит с силовым полем вокруг. Сведения о распределении магнитного поля Земли на ее поверхности и околоземном пространстве дают наземные, морские и аэромагнитные съемки, а также измерения, производимые на низколетящих искусственных спутниках Земли.

Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими, т.е. истинными - северным и южным. Между магнитным и географическим полюсами образуется некоторый угол (около 11,5^o), называемый магнитным склонением. Различают также магнитное наклонение, определяемое как угол между магнитными силовыми линиями и горизонтальной плоскостью. Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре. Таким образом, Земля работает как динамомашина, в которой механическая энергия этой конвекционной системы генерирует электрические токи и связанный с ними магнетизм.

Магнитное поле Землиоказывает влияние и на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов, таких, как гематит, магнетит, титаномагнетит и др. Особенно это проявляется в магматических горных породах – базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в процессе застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того, когда горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется. Определенная ориентировка ферромагнитных минералов происходит и в осадочных породах во время осаждения железистых минеральных частиц. Намагниченность ориентированных образцов определяется как в лабораториях, так и в полевых условиях. В результате измерений устанавливается склонение и наклонение магнитного поля во время первоначального намагничивания минералов горных пород. Таким образом, и магматические, и осадочные горные породы нередко обладают стабильной намагниченностью, указывающей на направление магнитного поля в момент их формирования. В настоящее время при геологических исследованиях и поиске железорудных месторождений полезных ископаемых широко применяется магнитометрический метод.

Тепловой режим Земли определяется излучением Солнца и теплом, выделяемым внутриземными источниками. Самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная часть ее отражается обратно в мировое пространство. Количество получаемого и отраженного Землей солнечного тепла неодинаково для различных широт. Среднегодовая температура отдельных пунктов в каждом полушарии уменьшается от экватора к полюсам. Ниже поверхности Земли влияние солнечного тепла резко снижается, в результате чего на небольшой глубине располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре данной местности. Глубина расположения пояса постоянных температур в различных районах колеблется от первых метров до 20–30 м.

Ниже пояса постоянных температур важное значение приобретает внутренняя тепловая энергия Земли. Давно установлено, что в шахтах, рудниках, буровых скважинах происходит постоянное увеличение температуры с глубиной, связанное с тепловым потоком из внутренних частей Земли. Тепловой поток измеряется в калориях на квадратный сантиметр за секунду - мккал/см²с. По многочисленным данным, средняя величина теплового потока принимается равной 1,4–1,5 мккал/см² с. Однако исследования, проведенные как на континентах, так и в океанах, показали значительную изменчивость теплового потока в различных структурных зонах.

По данным Е.А. Любимовой, наименьшие значения теплового потока отмечены в районе древних кристаллических щитов (Балтийском, Украинском, Канадском) и равны в среднем 0,85 мккал/см² с 10% (при колебаниях от 0,6 до 1,1). В равнинных платформенных областях тепловой поток находится в интервале 1,0–1,2 мккал/см² с и только местами на отдельных поднятиях увеличивается до 1,3–1,4 мккал/см² с. В палеозойских орогенических областях, таких, как Урал, Аппалачи, интенсивность потока поднимается до 1,5 мккал/см² с.

В молодых горных сооружениях, созданных в новейшее геологическое время (таких, как Альпы, Кавказ, Тянь-Шань, Кордильеры и др.), тепловые потоки отличаются большим разнообразием. Так, например, в Складчатых Карпатах и прилегающих частях внутренних прогибов тепловой поток в среднем составляет 1,95 мккал/см² с, а в Предкарпатском прогибе - 1,18 мккал/см² с. Аналогичные изменения отмечены на Кавказе, где в зонах поднятий тепловой поток увеличивается до 1,6–1,8 мккал/см² с, а в складчатом сооружении Большого Кавказа единичные определения дали наиболее высокие значения теплового потока – 3,0–4,0 мккал/см² с. Для юго-восточного погружения Кавказа отмечены значительные колебания тепловых потоков и установлена интересная деталь увеличения их значений вблизи грязевых вулканов до 1,9–2,33 мккал/см² с. Высокие тепловые потоки наблюдаются в областях современного вулканизма, составляя в среднем около 3,6 мккал/см² с. В рифтовой (англ. "рифт" - расселина, ущелье) системе оз. Байкал тепловой поток оценивается от 1,2 до 3,4 мккал/см² с. В пределах значительных пространств ложа Мирового океана величина теплового потока находится в пределах 1,1–1,2 мккал/см² с, что сопоставимо с данными по платформенным частям континентов. Высокие тепловые потоки связаны с рифтовыми долинами срединно-океанских хребтов. Средняя величина теплового потока 1,8–2 мккал/см²с, но в нескольких местах увеличивается до 6,7–8,0 мккал/см²c. Разнообразие приведенных величин теплового потока, по-видимому, связано с неоднородными тектономагматическими процессами в различных зонах Земли.

Каковы же источники тепла внутри Земли? Как известно, в соответствии с современными представлениями Земля сформировалась в результате аккреции газово-пылевых частиц протопланетного облака в виде холодного тела. Следовательно, внутри Земли должны иметься источники тепла, создающие современный тепловой поток и высокую температуру в недрах Земли. Одним из источников внутренней тепловой энергии является радиогенное тепло, связанное с распадом радиоактивных долгоживущих элементов ²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th, ⁴⁰K, ⁸⁷Rb. Периоды полураспада этих изотопов соизмеримы с возрастом Земли, поэтому до сих пор они остаются важным источником тепловой энергии. В начальные этапы развития Земли могли быть поставщиками тепла и короткоживущие радиоактивные изотопы, такие, как ²⁶Al, ³⁸C1 и др. Вторым источником тепловой энергии предполагается гравитационная дифференциация вещества, зарождающаяся после некоторого разогрева на уровне ядра и, возможно, в слое В верхней мантии. Но значительная часть тепла, связанная с гравитационной дифференциацией, по-видимому, рассеивалась в пространстве, особенно в начале формирования планеты. Дополнительным источником внутреннего тепла может быть приливное трение, возникающее при замедлении вращения Земли из-за приливного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем.

Температура внутри Земли. Определение температуры в оболочках Земли основывается на различных, часто косвенны, данных. Наиболее достоверные температурные данные относятся к самой верхней части земной коры, вскрываемой шахтами и буровыми скважинами до максимальных глубин – 12 км (Кольская скважина). Нарастание температуры в градусах Цельсия на единицу глубины называют геотермическим градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1⁰ С - геотермической ступенью. Геотермический градиент и соответственно геотермическая ступень изменяются от места к месту в зависимости от геологических условий, эндогенной активности в различных районах, а также неоднородной теплопроводности горных пород. При этом, по данным Б. Гутенберга, пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Примером тому являются два резко различных градиента: 1) 150^o на 1 км – в штате Орегон (США), 2) 6^o на 1 км – зарегистрировано в Южной Африке. Соответственно этим геотермическим градиентам изменяется и геотермическая ступень от 6,67 м в первом случае до 167 м - во втором. Наиболее часто встречаемые колебания градиента в пределах 20–50^o, а геотермической ступени – 15–45 м. Средний геотермический градиент издавна принимался в 30^oС на 1 км.

По данным В. Н. Жаркова, геотермический градиент близ поверхности Земли оценивается в 20^oС на 1 км. Если исходить из этих двух значений геотермического градиента и его неизменности вглубь Земли, то на глубине 100 км должна была бы быть температура 3000 или 2000^oС. Однако это расходится с фактическими данными. Именно на этих глубинах периодически зарождаются магматические очаги, из которых изливается на поверхность лава, имеющая максимальную температуру 1200-1250^o. Учитывая этот своеобразный "термометр", ряд авторов (В. А. Любимов, В. А. Магницкий) считают, что на глубине 100 км температура не может превышать 1300–1500^oС. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн. Таким образом, средний геотермический градиент прослеживается лишь до некоторой относительно небольшой глубины от поверхности (20–30 км), а дальше он должен уменьшаться. Но даже и в этом случае в одном и том же месте изменение температуры с глубиной неравномерно. Это можно видеть на примере изменения температуры с глубиной по Кольской скважине, расположенной в пределах устойчивого кристаллического щита платформы. При заложении этой скважины рассчитывали на геотермический градиент 10^o на 1 км и, следовательно, на проектной глубине (15 км) ожидали температуру порядка 150^oС. Однако такой градиент был только до глубины 3 км, а далее он стал увеличиваться в 1,5–2,0 раза. На глубине 7 км температура была 120^oС, на 10 км -180^oС, на 12 км -220^oС. Предполагается, что на проектной глубине температура будет близка к 280^o С. Вторым примером являются данные по скважине, заложенной в Северном Прикаспии, в районе более активного эндогенного режима. В ней на глубине 500 м температура оказалась равной 42,2^o С, на 1500 м – 69,9^oС, на 2000 м – 80,4^oС, на 3000 м – 108,3^oС.

Какова же температура в более глубоких зонах мантии и ядра Земли? Более или менее достоверные данные получены о температуре основания слоя В верхней мантии. По данным В. Н. Жаркова, "детальные исследования фазовой диаграммы Mg₂SiO₄ - Fe₂Si0₄ позволили определить реперную температуру на глубине, соответствующей первой зоне фазовых переходов (400 км)" (т.е. перехода оливина в шпинель). Температура здесь в результате указанных исследований около 1600^oС.

Вопрос о распределении температур в мантии ниже слоя В и ядре Земли еще не решен, и поэтому высказываются различные представления. Можно только предположить, что температура с глубиной увеличивается при значительном уменьшении геотермического градиента и увеличении геотермической ступени. Предполагают, что температура в ядре Земли находится в пределах 4000–5000^o С.

Средний химический состав Земли. Для суждения о химическом составе Земли привлекаются данные о метеоритах, представляющих собой наиболее вероятные образцы протопланетного материала, из которого сформировались планеты земной группы и астероиды. К настоящему времени хорошо изучено много выпавших на Землю в разные времена и в разных местах метеоритов. По составу выделяют три типа метеоритов: 1) железные, состоящие главным образом из никелистого железа (90–91% Fe), с небольшой примесью фосфора и кобальта; 2) железокаменные (сидеролиты), состоящие из железа и силикатных минералов; 3) каменные, или аэролиты, состоящие главным образом из железисто-магнезиальных силикатов и включений никелистого железа.

Наибольшее распространение имеют каменные метеориты – около 92,7% всех находок, железокаменные 1,3% и железные 5,6%. Каменные метеориты подразделяют на две группы: а) хондриты с мелкими округлыми зернами - хондрами ( 90%); б) ахондриты, не содержащие хондр. Состав каменных метеоритов близок к ультраосновным магматическим породам. По данным М. Ботта, в них около 12% железоникелевой фазы.

Повышенное распространение в Земле относится к четырем важнейшим элементам - О, Fe, Si, Mg, составляющим свыше 91%. В группу менее распространенных элементов входят Ni, S, Ca, A1. Остальные элементы периодической системы Менделеева в глобальных масштабах по общему распространению имеют второстепенное значение. Если сравнить приведенные данные с составом земной коры, то отчетливо видно существенное различие, заключающееся в резком уменьшении О, A1, Si и значительном увеличении Fe, Mg и появлении в заметных количествах S и Ni.

Фигуру Земли называют геоидом. О глубинном строении Земли судят по продольным и поперечным сейсмическим волнам, которые, распространяясь внутри Земли, испытывают преломление, отражение и затухание, что свидетельствует о расслоенности Земли. Выделяют три главные области:

· земная кора;

· мантия: верхняя до глубины 900 км, нижняя до глубины 2900 км;

· ядро Земли внешнее до глубины 5120 км, внутреннее до глубины 6371 км.

Внутреннее тепло Земли связано с распадом радиоактивных элементов – урана, тория, калия, рубидия и др. Средняя, величина теплового потока составляет 1,4– 1,5 мккал/см^2.с.

- ? –

1. Каковы форма и размеры Земли?

2. Какие существуют методы изучения внутреннего строения Земли?

3. Каково внутреннее строение Земли?

4. Какие сейсмические разделы первого порядка четко выделяются при анализе строения Земли?

5. Каким границам соответствуют разделы Мохоровичича и Гутенберга?

6. Какая средняя плотность Земли и как она изменяется на границе мантии и ядра?

7. Как изменяется тепловой поток в различных зонах? Как понимается изменение геотермического градиента и геотермической ступени?

8. По каким данным определяется средний химический состав Земли?

Литература

· Короновский Н.В., Основы геологии. Учебное издание. /Н.В. Короновский, А.Ф. Якушова/ - М.: Высшая школа,1991.

· Войткевич Г.В. Основы теории происхождения Земли. /Г.В Войткевич./ М., 1988.

· Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. /В.Н Жарков/ М., 1978.

· Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли. /В.А Магницкий/ М., 1965.

· Очерки сравнительной планетологии. М., 1981.

· Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли. /А.Е. Рингвуд/ М., 1981.

Глава 2.