Радиоактивность Земли

Элемент	Период полураспада, год	Содержание в Земле	Радиогенная энергия, Дж/кг·с
%	кг
Уран	4,51·109	6,92·10-7	0,414·1017	0,94·10-4
Торий	1,41·1010	2,5·10-6	1.5·1017	0,26·10-4
Калий-40	1,3·109	1,89·10-6	1,31·1017	0,29·10-4

В настоящее время в Земле выделяется ежесекундно 1,14·10¹³ Дж радиогенной энергии, а за время жизни Земли в её недрах выделилось 0,41·10³¹ Дж энергии радиоактивного распада (Сорохтин, 1979). Нетрудно заметить, что радиогенного тепла не достаточно даже на покрытие теплового излучения Земли.

3). Энергия приливного торможения

Энергия приливного торможения черпается из энергии вращения Земли, которая в соответствии с уравнением 6.4 составляет 2,14·10²⁹ Дж.

(6.4)

где I и w - момент инерции и угловая скорость вращения Земли.

Благодаря взаимному притяжению Луны и Земли в океанах, а также в теле Земли возникают приливные деформации. Поскольку Земля не является идеально упругой, часть приливной энергии поглощается Землёй, что приводит к замедлению её вращения. Энергию приливного торможения оценивают по уравнению:

(6.5)

В настоящее время торможение вращения Земли:

а суммарная приливная энергия, выделившаяся в Земле £ 2,8·10³⁰ Дж.

Рассмотренные виды энергии количественно изменяются во времени. В начальные интервалы жизни Земли наибольшее значение имели энергии приливного торможения (Земля вращалась в два раза быстрее) и радиоактивного распада (за счёт короткоживущих радиоактивных элементов и большего количества урана, тория и калия). Энергия гравитационной дифференциации имеет максимум в окрестности 2 млрд. лет, на которые приходится максимальная скорость роста земного ядра. В настоящее время энергия гравитационной дифференциации преобладает по величине над другими видами энергий, и её одной достаточно для покрытия расходов Земли на тектоно-магматические процессы и излучение тепла в космическое пространство.

6.2. Тепловой поток. Распределение температур в недрах

С поверхности Земли постоянно излучается тепловая энергия. Тепловой проток через поверхность Земли q составляет порядка 0.07 Вт/м² и значительно (в 10-100 раз) превышает энергию, высвобождаемую при землетрясениях и вулканической деятельности.

Тепловой поток определяется произведением коэффициента теплопроводности (l) и градиента температуры DТ:

q = l·DТ. (6.6)

Температурный градиент характеризует скорость нарастания температуры с глубиной. Величина его варьирует в интервале от 1 до 5^оС на каждые 100 метров, составляя в среднем у поверхности Земли 2^оС/100 м. Коэффициент теплопроводности, характеризующий способность горной породы передавать тело от более нагретой части менее нагретой, зависит от состава породы и изменяется в среднем для земной коры:

l, Вт/(м·k)	Слой земной коры
1.9	Осадочный
2.3	Гранито-метаморфический
3.4	Базальтовый

Карта теплового потока через поверхность Земли приведена на рис. 6.2. Она характеризует термическое состояние приповерхностной зоны Земли до глубин в несколько сот километров. Отметим две важные особенности теплового потока.

1. Средние тепловые протоки через континентальную и океаническую поверхности Земли приближённо одинаковы. Это побудило учёных пересмотреть представление о вкладе радиогенного тепла в тепловой поток Земли. Радиоактивные элементы находятся преимущественно в гранитном слое земной коры, который в океанической коре отсутствует. Следовательно, на континентах источники тепла сосредоточены в основном в наружных гранитном и базальтовом слоях (по расчётам от 40 до 70% q), а на океанах они находятся в мантии и скорее всего рассосредоточены на глубину до нескольких сотен километров.

2. Геотермические аномалии коррелируются с различными геологическими структурами, что позволяет использовать данные о тепловом потоке при их физической интерпретации. Из сравнения рисунков 6.2 и 9.2 можно видеть, что глобальные аномалии теплового потока приурочены к рифтовым зонам и другим активным областям литосферы.

Распределение температур в недрах Земли определено не достаточно точно. Используем для оценки метод реперных точек.

Средний геотермический градиент у поверхности составляет 20 град/км, так что на глубине 100 км температура не должна превышать 2000 ^оС. На этой глубине зарождаются очаги расплавленных лав вулканов, поэтому более точной оценкой температуры на глубине 100 км является 1200 ^оС – температура плавления лавы.

Термодинамические исследования показывают, что фазовый переход оливина в структуру шпинели происходит при температуре 1600 ± 50^оС, а по сейсмическим данным он происходит на глубине порядка 420 км.

Мантия по отношению к механическим колебаниям – сейсмическим волнам ведёт себя как твёрдое тело. Поэтому за верхний предел температур в мантии Земли принимают распределение температур вдоль кривой плавления. Земное ядро находится в расплавленном состоянии. Температура плавления железа при давлении порядка 13 · 10¹⁰ Па (давление на границе ядро – мантия) не более 4300 ^оС. Скорее всего, ядро содержит также примеси лёгких элементов, что должно понизить температуру плавления железа. На этом основании считают, что температура на границе мантия – ядро (2885 км) лежит в интервале (4-5) · 10^{3 о}С.

Температуры в жидком ядре не может существенно превышать так называемые адиабатические температуры (адиабатические градиенты температур). Дело в том, что кривая адиабатических температур разграничивает области действия молекулярного (кондуктивного) и конвективного (за счёт течения жидкости) механизмов переноса тепла. Если температуры ниже адиабатических, то перенос тепла возможен лишь кондуктивным способом, если – выше, то возникает конвекция – гидродинамическое перемешивание жидкости. Механизм переноса тепла путём конвекции очень мощный. Поэтому, если бы температуры в ядре значительно превосходили адиабатические, то всё тепло сверх адиабатического было бы вынесено к поверхности ядра конвекцией, а температуры ядра приняли бы близкие к адиабатическим значения.

В то же время для поддержания магнитного поля Земли в ядре должна идти слабая конвекция. Адиабатические температуры можно рассчитать теоретически, если знать температуру у начала адиабатической кривой. Принимая за таковую (4-5) · 10^{3 о}С, получаем температуру в центре ядра (глубина 6371 км) порядка 6 · 10^{3 о}С.

7.3. Собственные колебания Земли

Если произошло землетрясение, извержение вулкана, ядерный взрыв, то в Земле, как мы знаем, распространяются вынужденные упругие колебания - сейсмические волны таких частот, которые заданы источником возбуждения. О том, что Земля может иметь собственный спектр упругих колебаний, предполагали давно (Пуассон, 1828). Но только в 1960 году наличие собственных колебаний Земли подтвердилось на основе анализа сейсмических (длиннопериодных) и гравиметрических наблюдений от Чилийского (1952 г.) и Камчатского (1960 г.) землетрясений.

Собственные колебания Земли - это её свободные механические колебания, возбуждённые землетрясениями, извержениями вулканов, падением метеоритов и другими подобными причинами.

Существует два вида колебаний (рис. 7.1). Сфероидальные колебания представляют собой знакопеременные деформации объёма и формы Земли.

Она приобретает дополнительную сфероидальность, вытянутую то в одном, то в другом, нормальном к первому направлении. Это «стоячий» аналог продольных волн. Поскольку периоды колебаний составляют минуты, то эти колебания (в отличие от сейсмических) могут быть зафиксированы и гравиметрами. По сути, собственные колебания Земли являются связанными колебаниями её упругого и гравитационного полей.

Крутильные колебания - это знакопеременные деформации сдвига (рис. 7.1). Они аналогичны поперечным сейсмическим волнам и фиксируются только сейсмографами.

Земля имеет индивидуальный линейчатый спектр частот собственных колебаний, соответствующий её внутреннему строению, подобно как разные колоколы от удара звонят по разному. Иными словами, при каждом землетрясении, падении метеорита, извержении вулкана и т.п. Земля излучает в космос упруго-гравитационные волны, несущие информацию о её внутреннем строении.

8. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

8.1. Магнетизм горных пород

Под действием магнитного поля горные породы намагничиваются. Количественная оценка этого явления намагниченность (J) представляет собой магнитный момент единицы объёма вещества. Существует два вида намагниченности.

Индуктивная намагниченность (J_i) присутствует у всех горных пород и индуцируется магнитным полем Земли:

J_i = c·T, (8.1)

где Т– напряжённость магнитного поля Земли; c - магнитная восприимчивость горной породы – петрофизический параметр, характеризующий способность породы намагничиваться.

Размерность J и T одинаковая – ампер на метр (А/м). Магнитная восприимчивость безразмерная величина. В системе СИ магнитная восприимчивость горных пород, не содержащих ферромагнитные минералы, в первую очередь магнетит, титаномагнетит, маггемит, пирротин и гематит, составляет 10^-5 – 10^-4 и увеличивается с увеличением в ней названных минералов. Горные породы намагничиваются в среднем по направлению магнитного поля Земли и увеличивают его, создавая аномалии.

Естественная остаточная намагниченность (J_n) присутствует только у пород, содержащих минералы-ферромагнетики. Она возникает при образовании или изменении горной породы и сохраняет в себе информацию о направлении вектора и величине напряжённости древнего магнитного поля (эпохи образования или преобразования породы). По сути, естественная остаточная намагниченность пород является «летописью» магнитного поля Земли, а также магнитной историей самой породы.

Температура Кюри (q) – температура, выше которой ферромагнитные свойства у минерала исчезают, поскольку из-за разориентирующего влияния тепловой энергии невозможно упорядоченное расположение его элементарных магнитных моментов.

Магнетит – наиболее распространённый и магнитный ферромагнетик. Следовательно ферромагнитной Земля является лишь до некоторой глубины литосферы, где температура не превышает 578 ^оС.

Таблица 8.1.

Магнитные свойства наиболее распространённых ферромагнитных минералов

Минерал	Состав	c	q оС
Магнетит	Fe3O4	8-25
Гематит	Fe2O3	10-3-10-4
Пирротин (моноклинный)	FeS	0.1-1	300-325

8.2. Структура магнитного поля Земли

Источником магнитного поля Земли является сама Земля. В первом приближении его структура может быть представлена в следующем виде:

Т = (Т_о + dТ_о) + dТ, (8.2)

где (Т_о + dТ_о) – главное магнитное поле Земли (Т_о – дипольная составляющая магнитного поля Земли; dТ_о –планетарные аномалии); dТ–региональные и локальные магнитные аномалии, обусловленные разнонамагниченными породами литосферы (выше температуры Кюри). dТ составляют порядка 10^-5 - 10^-2 от напряжённости главного магнитного поля Земли. Источником главного магнитного поля являются процессы в ядре Земли.

Дипольная часть главного геомагнитного поля представляет собой поле диполя (короткого намагниченного бруска), помещённого в центр Земли. Силовые линии магнитного поля (линии, в каждой точке к которым вектор Т касателен) выходят из южного положительного диполя и входят в северный отрицательный, так что в экваториальной области векторы напряжённости параллельны дневной поверхности, а в полярных – наклонены под большим углом к горизонту. В направлении вектора Т ориентируются магнитные стрелки компаса.

На дневной поверхности напряжённость дипольной составляющей магнитного поля подчиняется выражению:

(8.3)

где М=1,15·10²² А·м² – магнитный момент Земли; R – расстояние до центра Земли; j - широта.

Видно, что на полюсе (Т=49 А/м) напряжённость магнитного поля будет выше, чем на экваторе (Т=24,5 А/м), что объясняется в первую очередь влиянием широты и, кроме того меньшим расстоянием R на полюсах.

В настоящее время, как и в прошлом, ось магнитного диполя близка к оси вращения Земли, но не совпадает с ней, и угол между ними составляет 11,5^о. Магнитный полюс совершает вокруг географического нерегулярные колебания («качания»), период которых варьирует в пределах от сотен до 10 000 лет.

Планетарные аномалии по порядку значений соизмеримы с дипольной частью магнитного поля Земли и имеют размеры в поперечнике тысячи километров. Центры интенсивных положительных аномалий в северных широтах находятся в районах Восточной Сибири и Канады.

Положение вектора Т в пространстве определяется элементами геомагнитного поля. Проекции вектора на горизонтальную поверхность и нормаль к этой поверхности называются соответственно горизонтальной (H) и вертикальной (Z) составляющими вектора Т.

Угол между направлением на географический север и вектором Н, указывающим на магнитный север, называется магнитным склонением.

Положительным считается склонение вектора Н на восток, а отрицательным – на запад. Угол между горизонтом (вектором Н) и вектором Т – это наклонение J. Он считается положительным, если вектор Т наклонен вниз, как это имеет место в северных широтах, и отрицательным, если – вверх (относительно поверхности Земли).

Для выделения региональных и локальных магнитных аномалий по наблюдённым значениям геомагнитного поля пользуются картами нормального (главного) магнитного поля Земли.

На рис. 8.1 приведена карта линий равного склонения вектора магнитного поля Земли. Из карты видно, что северный магнитный полюс Земли находится в районе Канадского Арктического архипелага, а южный – на границе с Антарктикой (на близких долготах с Австралией).

8.3. Магнитосфера и радиационные пояса

Магнитосферой называется околоземное пространство со значением напряжённости магнитного поля, превышающими 0,1А/м. Магнитосфера Земли постоянно деформируется под действием солнечной радиации – солнечного ветра, который представляет собой поток заряженных частиц (электронов и протонов) и квантов электромагнитного излучения (световые и более высокие частоты), а также сопровождающий этот поток сильного магнитного поля. В результате с дневной стороны магнитосфера сплющивается (65-90 тыс. км), а с ночной – вытягивается (до 5.6 млн. км, рис. 8.2.).

Магнитосфера защищает Землю от солнечного ветра. Солнечное излучение в основном огибает магнитосферу, частично ею захватывается, образуя радиационные пояса, частично проникает на Землю преимущественно в виде света. Радиационные пояса представляют собой пояса захваченных геомагнитным полем протонов и электронов, которые в соответствии с законами электромагнитной индукции «закручиваются» вокруг силовых магнитных линий. Проникновение солнечного высокоэнергетичного излучения в атмосферу вызывает ионизацию её вещества, с чем связано возникновение электромагнитного поля Земли. В полярных областях, где в силу особенностей направлений силовых линий геомагнитного поля (рис.8.2) радиации проникает больше, явления взаимодействия её с атмосферой проявляются также как полярные сияния.

8.4. Временные изменения магнитного поля

Об изменении магнитного поля Земли во времени судят по современным наблюдениям геомагнитного поля, а также по данным об естественной остаточной намагниченности разновозрастных горных пород. Имеют место шесть разнопериодных изменений магнитного поля:

а) с периодом в среднем 10⁵-10⁶ лет происходит изменение знака (полярности) магнитного поля Земли, называемое инверсией. Повышенная плотность инверсий (до 10 и больше за 1 млн. лет) совпадает с основными циклами тектогенеза. В неогеновое время наблюдается учащение инверсий, они следуют с периодом около 250 тысяч лет. Последняя инверсия произошла 70 тысяч лет назад. Поскольку при инверсии в течение какого-то времени магнитное поле у Земли отсутствует или мало, то солнечное излучение в большом количестве поступает на Землю, вызывая катастрофы в биосфере;

б) с периодом 5·10³ лет изменяется напряженность геомагнитного поля. С четвёртого тысячелетия до нашей эры и до настоящего времени оно уменьшилось в 1,5 раза и через 2 тысячелетия может исчезнуть. Считают, что Земля находится в предверии очередной инверсии;

в) с периодом 2·10³ лет происходит западный дрейф планетарных магнитных аномалий, т.е. направленное движение их по долготам против вращения Земли со скоростью 18 км в год.

Вышеперечисленные изменения вероятнее всего вызваны процессами в ядре Земли;

г) с периодом 60 лет происходят так называемые вековые вариации геомагнитного поля, которые корреллируются с изменением скорости вращения Земли, вызванным, по-видимому, гравитационным влиянием планет Сатурна и Юпитера;

д) через 11 лет появляются магнитные бури, нерегулярные изменения магнитного поля, обусловленные повышением солнечной активности (увеличением числа пятен на его поверхности – очагов выбросов плазмы). Последние масштабные возмущения магнитного поля Земли приходились на 1980, 1991 и 2002 годы;

е) суточные вариации напряжённости геомагнитного поля связаны как с вращением Земли и деформацией магнитосферы (рис.8.2), так и с ионосферными приливами.

8.5. О природе магнитного поля Земли

В полной мере природа геомагнитного поля до конца не выяснена. По существу вопроса доказаны следующие положения, сужающие степень неоднозначности модели происхождения магнитного поля Земли:

а) магнитное поле связано с процессами в земном ядре и с вращением Земли. На это указывают дипольная форма геомагнитного поля, расчёт глубин источников планетарных аномалий, слабые магнитные поля у планет с незначительным гравитационным расслоением (например, Луна) или малой скоростью вращения (Венера), западный дрейф (против вращения Земли) планетарных аномалий, согласованная периодичность скорости вращения Земли и вековых (60 лет) вариаций магнитного поля;

б) генерация геомагнитного поля происходит в жидкой части ядра, поскольку ферромагнетизм твёрдого вещества Земли не возможен при температурах, превышающих 675 ^оС (точки Кюри гематита), а вещество жидкого (внешнего) ядра находится в плазменном состоянии и обладает высокой электропроводностью;

в) жидкая электропроводящая сфера может генерировать магнитное поле (представлять собой гидромагнитное динамо) лишь в случае разной скорости вращения отдельных объёмов её вещества. Иными словами, отдельные расплавленные массы должны вращаться не только относительно твёрдой мантии (запаздывать – западный дрейф), но и друг относительно друга.

Этим положениям, а также закономерностям временных и пространственных изменений магнитного поля Земли удовлетворяет следующая модель:

геомагнитное поле индуцируется электрическими токами в жидком ядре, обусловленными дифференцированным (с разными скоростями) движением расплавленных металлических масс относительно мантии. Механизм работы гидромагнитного динамо допускает генерацию начального магнитного поля (самовозбуждение) при условии неосесимметричного вращения металлических масс, а также изменение полярности (инверсии). На уровне гипотез остаются природа неоднородного вращения расплавленного металла в ядре и источник энергии для поддержания незатухающей генерации геомагнитного поля. Необходим природный генератор энергии с мощностью порядка 27·10¹¹ Дж/с.

В системе тел, на которую не действуют моменты внешних сил, соблюдается закон сохранения количества движения. Для тел достаточно малого размера он описывается простой формулой:

m·r·w² = A, (8.4)

где m – масса тела, r - его расстояние до оси вращения, w - угловая скорость движения тела, А – постоянная величина.

Как видно из этой формулы, уменьшение расстояния тела до оси вращения всегда приводит к росту его угловой скорости и наоборот. Следовательно, чтобы отдельные слои жидкого ядра двигались с разной скоростью, необходимо постоянное перемещение нижних слоёв вверх (к поверхности ядра), где они, находясь дальше от оси вращения, понижают скорость своего движения (западный дрейф планетарных аномалий), а верхних слоёв вниз с повышением скорости движения. Возникает неоднородное (с разной скоростью) вращение металла и как следствие – возбуждаются индукционные токи, порождающие магнитное поле в ядре.

Исследованиями сотрудников Новосибирского института океанологии (Сорохтин, 1979) установлено, что энергией, соизмеримой по величине с необходимой для поддержания незатухающего геомагнитного поля, является энергия гравитационной (химико-плотностной) дифференциации, вызывающей рост жидкого ядра (Fe + Si, O) за счёт мантии и образование твёрдого внутреннего ядра (Fe) за счёт жидкого. Оценочная величина высвобождаемой в настоящее время при гравитационной дифференциации энергии составляет 8·10¹³ Дж/с.

Следовательно, в ядре предполагаются два рода нисходящих-восходящих течений, вызванных химико-плотностной неоднородностью жидкого ядра и градиентом в нём температур: гравитационная дифференциация как относительное движение частиц разной плотности в гравитационном поле Земли и тепловая конвекция – относительное движение частиц жидкости как результат неустойчивости её перегретых и переохлаждённых частей, находящихся в поле силы тяжести. Движущей силой конвекции является сила плавучести (архимедова сила):

F_A= g·Ds·V, (8.5)

где g – ускорение силы тяжести; Ds - разность плотностей всплывающего (перегретого) или погружающегося (переохлаждённого) объёма V и окружающей среды.

Модельные расчёты направлений течений в поверхностном слое ядра, выполненые на основе анализа вековых вариаций геомагнитного поля (Kahle, 1969), показывают минимум на две области схождения-расхождения векторов скоростей: нисходящие течения под центральной частью Тихого океана и восходящие течения под Африкой. Поскольку в структуре главного магнитного поля кроме дипольной составляющей имеются такие планетарные магнитные аномалии и наблюдается их западный дрейф, в ядре предполагают несколько конвективных ячеек. Модель такой ячейки представлена на рис.8.3. Движения, связанные с химико-плотностной дифференциацией, обеспечивающей энергией работу гидромагнитно го динамо, направлены или к мантии (лёгкие Si, О), или к внутреннему ядру (тяжёлые Fe). Часть энергии гравитационной дифференциации (порядка 3,4·10¹² Дж/с) расходуется на кристаллизацию железа и рост внутреннего твёрдого ядра за счёт жидкого. Радиальная составляющая конвективных течений обусловлена всплытием перегретых частей жидкости (к мантии) и погружением охлаждённых (к внутреннему ядру). Перемещение жидкости по поверхностям внешнего ядра связано с выравниванием температур, нарушенных радиальными движениями. Направление силовых линий генерируемого магнитного поля нормально к плоскостям, в которых лежат векторы вращательного (с разной скоростью) движения частиц. Нарушение осесимметричности токовых линий, необходимое для возрастания магнитного поля при его самовозбуждении, обеспечивается, по-видимому, наличием вихревой составляющей течений проводящей жидкости.

Почему дипольное поле Земли меняет свою полярность? Частично ответ на этот вопрос можно найти в уравнениях магнитной гидродинамики, описывающих механизм генерации магнитного поля в жидком ядре. Они симметричны относительно оси вращения Земли в том смысле, что для каждого решения этих уравнений, дающего поля с нормальной полярностью, существует другое решение, описывающего поле с обратной полярностью. Крайняя нерегулярность появления инверсий геомагнитного поля, скорее всего говорит о том, что в основе её лежит случайный процесс – возникновение случайных систем течений в расплавленном металлическом ядре. Отметим, что «случайность» здесь не тождественна «беспричинности».

Анализ данных об инверсиях геомагнитного поля с применением рядов Фурье позволил на фоне непрерывного спектра частот выделить максимумы, совпадающие с периодом вращения Млечного пути и периодом колебания Солнца перпендикулярно плоскости Галактики (Храмов и др., 1982).

8.6. Палеомагнетизм

Палеомагентизм – «ископаемый» магнетизм, древнее магнитное поле, запись которого сохранилась в естественной остаточной намагниченности. Изучением палеомагнетизма занимается палеомагнитология. Здесь будут изложены основные её результаты, связанные с изучением направления естественной остаточной намагниченности.

8.6.1. Кажущаяся миграция палеомагнитных полюсов

В сущности, остаточная намагниченность породы – это записанное в ней направление на магнитный север. Для определения координат полюса древнего магнитного поля необходимо: отобрать ориентированный в пространстве образец горной породы; измерить естественную остаточную намагниченность; с помощью различных магнитных чисток выделить первичную (эпохи образования породы) остаточную намагниченность и определить её склонение и наклонение; учесть ориентировку образца, при необходимости – изменение условий его залегания, а также координаты точки отбора. Естественно, что для определения координат палеомагнитного полюса (j - широта, l - долгота) необходимо провести статистическую обработку данных по нескольким одновозрастным образованиям с определением средних значений координат и доверительного интервала (a₉₅).

Таблица 8.2