Основные параметры планет Солнечной системы 2 страница

2.2. Гравитационное поле Земли и концепция изостазии

2.2.1. Гравитационное поле.

Одной из основных характеристик гра­витационного поля является его напряженность или соответст­вующая ей величина ускорения силы тяжести. Величину ускоре­ния силы тяжести на поверхности Земли получают разными спо­собами: прямым измерением приборами; вычислениями, в кото­рых используется теория движения искусственных спутников в гравитационном поле Земли и др.

Величина ускорения силы тяжести на поверхности Земли со­стоит из двух составляющих. Одна из них обусловлена притяже­нием масс Земли, а вторая – центробежной силой вращения Земли вокруг собственной оси. Совокупное действие этих сил приводит к сжатию Земли. Величина сжатия определяется соот­ношением

(2)

где q =1/289 – отношение центробежной силы к силе тяжести на экваторе (g_э);

– отношение разности силы тяжести на полюсе и на экваторе к силе тяжести на экваторе.

Выражение нормального ускорения силы тяжести g₀ для зем­ного эллипсоида (эллипсоида Клеро) имеет вид

(3)

где ;

– геодезическая широта.

В 1971 г. Международным союзом геофизики и геодезии была рекомендована следующая формула для вычисления нормального значения ускорения силы тяжести:

(4)

где – географическая широта.

Отклонения наблюдаемых (или вычисленных) значений ус­корения силы тяжести от нормальных называют аномалиями . Аномалии обусловлены плотностными неоднородностями в Земле. Они создают небольшие отклонения уровенной поверхности гравитационного потенциала от зем­ного эллипсоида, превращая его в геоид.

Геоид – это уровенная поверхность гравитационного по­тенциала, наиболее близко совпадающая с земным эллипсоидом и перпендикулярная в каждой точке вектору силы тяжести. От­клонения геоида от земного эллипсоида , можно вычислять по формуле Стокса:

(5)

где а, , – сферические координаты переменной точки на по­верхности Земли, принятой за сферу радиусом а;

а, , – сфе­рические координаты точки исследования;

(а, , ) – анома­лии ускорения силы тяжести;

– среднее нормальное значение ускорения силы тяжести на поверхности Земли;

dS – элемент по­верхности Земли;

– функция Стокса;

определяется из уравнения .

На рис. 2.3 приведена карта высот геоида, вычисленная таким способом.

Рисунок 2.3 – Карта высот геоида

2.2.2. Концепция изостазии.

Аномалии ускорения силы тяжести, обу­словленные неоднородностями в Земле, осложняя поверхность земного эллипсоида, приводят к уклонению вертикалей от их нормального положения (уклонению отвесных линий). Вертикали имеют существенное значение в геодезии и астрономии, по­скольку от них отсчитываются угловые расстояния в сферических координатах. Уклонения линий можно вычислять по распределе­нию аномалий на поверхности Земли, но в процессе решения этой проблемы исследователи еще в прошлом веке столкнулись с любопытным фактом. Вычисленные значения влияния избыточ­ных масс близлежащих гор и дефекта масс в океане оказались существенно больше наблюдаемых. Для объяснения этого факта была принята гипотеза, согласно которой под горными сооруже­ниями наблюдается разуплотнение вещества, компенсирующее влияние массы горы, а под океанами – уплотнение вещества, компенсирующее дефект масс в океане (по отношению к окру­жающим его горным породам). Так возникло учение об изостазии.

Во время возникновения концепции изостазии в соответствии с господствующими тогда представлениями о «плавлении» земной коры на магме, изучение равновесного состояния Земли было заменено изучением равновесного состояния земной коры. Такой подход, по-существу, сохраняется до сих пор, только оценивают равновесное состояние не земной коры, а литосферы. В послед­нем случае роль подстилающей кору магмы играет гипотетиче­ская астеносфера. Под изостатическим состоянием земной коры (литосферы) понимают такое ее состояние, при котором она рас­полагается на субстрате так, как если бы она плавала на нем по закону Архимеда. Естественным следствием такого предположения является равенство давлений на некоторой по­верхности в субстрате (закон Паскаля), называемой поверхностью компенсации.

Для практического учета влияния масс, распределенных в земной коре согласно гипотезе изостазии, пользуются различны­ми физико-геологическими моделями, сущность которых видна из рис. 2.4, а, б. Подчеркнем, что каж­дый фрагмент модели считается уравновешивающимся самостоя­тельно (локальная компенсация). Ф.А. Венинг-Мейнец предло­жил гипотезу региональной компенсации, учитывающей взаим­ное сцепление блоков земной коры. Однако способ расчета изостатического влияния существенно не изменился. Вычисленное с помощью названных выше моделей гравитационное влияние изостатически распределенных масс в верхней части земной коры вво­дилось в качестве поправок (редукций) в аномалии . Полученные таким образом аномалии были названы изостатическими. В основе всех использованных моделей лежит предположение, что распреде­ление масс в земной коре и, следовательно, ее уравновешенность определяются только рельефом земной поверхности.

Г.Я. Голиздрой развита концепция изостазии рав­нинных областей, в которой за основу принято тоже равновесное состояние земной коры, но в качестве уравновешивающих фак­торов наряду с топографическими массами используются неодно­родности в верхних частях земной коры, установленные сейсми­ческими методами. В условиях равнинных областей второй фак­тор приобретает решающее значение. Одна из моделей, исполь­зуемых им для оценки изостатического состояния земной коры, приведена на рис. 12, в. В частности, им показано, что в условиях равнинного рельефа Украинского щита при наличии поверхност­ных неоднородностей в верхних частях земной коры, создающих аномалии гравитационного поля в несколько десятков миллигал, состояние земной коры в целом близко к изостатическому. Сле­довательно, топографические массы не только не могут быть единственным фактором, определяющим изостатическое состоя­ние земной коры, что признается уже многими исследователями, а, как будет показано ниже, их нельзя считать и основными.

Рисунок 2.4 – Физико-геологические модели изостазии земной коры: а — Г. Эри; б — Ф.Драпа; в — Г.Я. Голиздры; s₀ — плотность субстрата; s — плотность уравновешенных блоков разной высоты по Г. Эри; s₁, s₂,… s₇ –тоже по Ф. Пратту; s^¢₁, s¢¢₁ — плотность блоков гранитного слоя земной коры; s^¢₁, s¢¢₂ — то же, базальтового слоя по Г.Я. Голиздре

Изостатические аномалии в классическом варианте оказались весьма полезными при решении астрономо-геодезических задач, в частности, при определении уклонения отвеса. Неоднократно предпринимались попытки использования концепции изостазии для создания геотектонических гипотез развития Земли. Деталь­ный обзор ранних предложений сделан Е.Н. Люстихом. В настоящее время можно констатировать следующее. Несмотря на, казалось бы, естественную взаимосвязь между перераспреде­лением масс в литосфере и тектоникой, установить конкретную роль изостатических сил в формировании тектонических структур пока не удалось. Наблюдающиеся в различных геологических регионах современные движения земной поверхности происходят как в направлении выравнивания равновесного состояния земной коры, так и наоборот. Единственной устойчивой закономерно­стью считают прямую взаимосвязь между нарушениями изостазии земной коры, вычисленной с помощью одной из приведенных выше моделей, и современной тектонической активностью от­дельных регионов.

Следует специально подчеркнуть, что рассмотренная выше концепция изостазии земной коры (литосферы) предполагает ро­тационный режим Земли постоянным, а соответствующую ему фигуру равновесия — неизменной.

Ниже приведены данные о средних значениях ускоре­ния силы тяжести внутри Земли (табл. 2.2).

Таблица 2.2 - Распределение ускорения силы тяжести в Земле

Интервал глубин, км		33-413	413-984	984-2000	2000-2998	2998-4000	4000-4980	4980-5120	5120-6371
Интервал значений g, м/с^2	9,822	9,846-9,960	9,960-9,966	9,966-10,01	10,01-10,73	10,73-7,87	7,87-4,78	4,78-4,31	4,31-0

2.3. Тепловое поле Земли

2.3.1. Общие сведения

Представления о тепловом поле внутри Зем­ли одни из самых проблематичных, поскольку они основы­ваются на интерпретации фактических данных, относящихся к поверхности Земли. Вследствие многозначности этой интерпре­тации, описываемые ниже закономерности оказываются тоже во многом гипотетичными. Вместе с тем, тепловое поле Земли мо­жет быть прямо или косвенно причастно к протеканию тектони­ческих процессов на Земле. Поэтому сведения о тепловом поле необходимы. Ниже приведены данные
(табл. 2.3) об энергетиче­ских процессах, в которых участвует Земля.

Из таблицы следует, что самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная ее часть теряется в атмосфере. Средний поток солнечной теплоты, достигающий по­верхности Земли на континентах, порядка 42*10⁴ Вт/м², по сравнению с потоком теплоты из недр Земли
(62 Вт/м²) все еще достаточно велик, но основная его часть через атмосферу вновь излучается в пространство. Лишь малая доля солнечной энергии проникает на глубину, измеряемую метрами.

В настоящее время принято считать, что главным источником современной тепловой энергии в недрах Земли является радиоак­тивный распад долгоживущих изотопов. На ранних этапах исто­рии Земли существенную роль в тепловых процессах могла играть освобождающаяся гравитационная энергия. Основной характери­стикой теплового поля Земли является поток теплоты через зем­ную поверхность. Тепловой поток через единицу площади по­верхности Q определяется произведением градиента температуры на коэффициент теплопроводности. Первый измеряется в натуре на материках в скважинах и горных выработках, в океане – в придонных частях, а второй – на образцах горных пород или in situ. В данном случае это подчеркивается потому, что таким обра­зом учитывается только кондуктивная составляющая теплового потока.

Таблица 2.3 – Основные составляющие энергетического баланса Земли

Вид энергии	Е, Дж/год
Солнечная энергия (получаемая и переизлучаемая обратно)	10^25
Геотермическая потеря теплоты	10^21
Энергия, теряющаяся при замедлении вращения Земли	3×10^25
Упругая энергия, высвобождающаяся при землетрясениях	10^18

2.3.2. Распределение теплового потока

На рис. 2.5 приведена карта теплового потока. Она дает общее представление о глобальном распределении теплового потока. Ос­новной вывод, который можно сделать из анализа этой карты – нет никакой корреляции между «повышениями» и «понижениями» теплового потока и основны­ми поверхностными образованиями Земли – континентами и океанами.

Распределение теплового потока в континентальных и океа­нических областях находится в тесной корреляции с основными геологическими структурами (табл. 2.4).

На конти­нентах минимальные значения теплового потока с минимальными его вариациями характерны для щитов. Значениями выше среднего теплового потока характеризуются послепалеозойские орогенические регионы и области третичных вулканов. У моло­дых орогенических поясов средний тепловой поток увеличен, но в этих областях наблюдаются некоторые отклонения, значительно выходящие за рамки средних. Во многом аналогичная картина наблюдается и в океанических хребтах. Им свойственны значи­тельные вариации теплового потока при большом среднем значе­нии; максимальные значения потока в некоторых точках хребтов достигают 335 Вт/м². В противоположность этому тепловой поток на крыльях океанических хребтов обычно меньше среднего. В океанических котловинах тепловой поток относительно невелик и распределен равномерно. Наименьшие средние значения теп­лового потока в океане отмечаются в глубоководных желобах.

Рисунок 2.5 – Распределение теплового потока на поверхности Земли:
1 – изолинии теплового потока, мккал/(см²×с); 2, 3 – локальные аномалии теплового потока, превышающие 2,0 (2) и меньше 1,0 мккал/(см²×с) (3).

Таблица 2.4 – Статистика результатов измерений теплового потока в основных гео­логических подразделениях континентов и океанов

Геологическое подразделение	Число изме­рений, шт.	Средний тепловой поток, Вт/м^2
Континент
Докембрийские щиты		38,5
Последокембрийские неорогенические области		64,5
Орогенические области палеозоя		51,5
Орогенические области мезозоя третичного периода		80,4
Вулканические области третичного периода (без геотермальных районов)		90,4
Океан
Океанические котловины		53,6
Подводные хребты		76,2
Глубоководные желоба		41,5
Другие океанические об­ласти		71,6

2.3.3. Перенос теплоты в Земле

Одна из центральных проблем зем­ного теплового потока состоит в объяснении механизма выноса теплоты из недр Земли. Большая часть теряемой Землей теплоты достигает ее поверхности посредством теплопроводности пород земной коры. Однако здесь возникает проблема, ко­торая в изложении М. Ботта представляется так. Если при­нять тепловой поток равным 62 Вт/м² и теплопроводность 2,512 Вт/(м*К), то геотермический градиент получится равным 25 °С/км. При сохранении такого градиента температура на глу­бине 100 км должна достигать 2500 °С, а значит вызывать обшир­ное плавление. Поэтому до того, как достичь 100 км, геотермиче­ский градиент должен уменьшиться примерно в 10 раз. Выполаживание кривой зависимости температуры от глубины можно объяснить либо концентрированием внутренних источников теплоты вблизи поверхности Земли, либо более эффективным меха­низмом переноса теплоты, чем простая теплопроводность, либо совместным действием этих факторов.

При температурах выше 800–1500 °С значительное количест­во теплоты передается через породу лучеиспусканием. В результате лучистого переноса коэффициент теплопроводности увеличивается на дополнительную
величину К_r. Величина К_r в значительной степени определяется прозрачностью силикатных минералов к несущим тепловую энергию красным лучам видимой области спектра и инфракрасным лучам. К_r является кубической функцией температуры.

Возможен и другой механизм переноса теплоты увеличиваю­щий теплопроводность при высоких температурах. Теплота может передаваться «экситонами» – атомами, возбужденными радиаци­ей. Надо полагать, что интенсивность экситоновой тепло­проводности соизмерима с лучистой теплопроводностью. Вполне вероятно, что эффективная теплопроводность верхней мантии глубже 100 км на порядок выше, чем у поверхности. Поэтому геотермический градиент на этих глубинах меньше. Увеличение теплопроводности с глубиной может прекратиться в переходной зоне мантии и ниже из-за увеличения непрозрачности.

Существует гипотеза о наличии тепловой конвекции в Земле. Тепловая конвекция в жидкой среде может вынести наверх большое количество теплоты даже при сравнительно небольшом температур­ном градиенте. По-видимому, именно конвекцией передается тепло­та вверх через внешнее ядро.

2.3.4. Оценка температур внутри Земли.

Экстраполяция теплового потока у поверхности Земли дает некоторые сведения о распре­делении температуры в верхнем 50-км слое мантии. Ниже этого слоя сведения о температуре не достоверны, хотя можно устано­вить для нее некоторые ограничения, исходя из известных физи­ческих свойств мантии.

Важный вывод можно сделать и относительно геотермического градиента. Начиная с глубин порядка 60 км, он должен существенно уменьшаться с глубиной. В противном случае температура на глуби­нах порядка 100 км превысит температуру плавления наиболее туго­плавкого оливина. На поверхности оливин плавится при 1900 °С, а при давлении 5 ГПа (глубина порядка 160 км) – при 2140 °С. По-видимому, это абсолютный верхний предел температуры верхнего слоя мантии. Более вероятный предел температуры определяется температурой образования базальтовой магмы при частичном плав­лении ультраосновных пород. На глубине порядка 100 км она со­ставляет 1300 °С, а на глубине 350 км – 2000 °С. Таким образом, большая часть магмы (если не вся) должна формироваться в верхней мантии. В районах активного вулканизма (Гавайские острова, Кам­чатка) магма образуется на глубинах порядка 60 км. Температура на этих глубинах, по-видимому, достигает 1250–1300 °С.

2.4. Магнитное поле Земли

2.4.1. Современное магнитное поле

В первом приближении гео­магнитное поле представляют полем магнитного диполя, по­мещенного в центр Земли (гипотеза центрального диполя). Магнитный момент такого диполя характеризуется величиной порядка
8·10²² А*м², а его ось наклонена на 11°,5 к оси враще­ния Земли. Считают, что лучшее приближение к наблю­даемому геомагнитному полю дает диполь, расположенный в магнитном центре Земли (гипотеза эксцентричного диполя

Наблюдаемое магнитное поле на поверхности Земли Т явля­ется суммой полей, имеющих различные причины возникнове­ния:

Т = Т_о + Т_т + Т_а + Т_е + δТ,

где Т_о – поле, создаваемое однородной намагниченностью зем­ного шара, называемое дипольным; Т_т – недипольное поле, на­зываемое полем мировых магнитных аномалий; Т_а – поле ло­кальных и региональных магнитных аномалий, обусловленных неоднородной намагниченностью верхних слоев земной коры; Т_е – поле, обусловленное внешними причинами; δТ – вариации маг­нитного поля во времени.

Сумма полей Т_о + Т_т образует главное поле, а сумму полей Т_о + Т_т + Т_е часто называют нормальным полем Земли. Такое под­разделение во многом условно, но оно удобно для характеристики магнитного поля Земли. Сферический гармонический анализ геомагнитного поля, выполненный по современным и древним картам, свидетельствует о том, что с течением времени, начиная с 1840 г. по настоящее время эксцентричный диполь (магнитный центр) систематически смещался на северо-запад и удалялся от географического центра Земли. Величина магнитного момента М_о, начиная с 1829 г. по настоящее время систематически уменьшается примерно от 8,5*10²² до
8,0*10²² А*м².

Эксцен­тричный диполь дрейфует в плоскости большого круга Земли, наклоненного к экватору под углом ~31°, со средней угловой скоростью порядка 0°,3 в год.

Представление об изменении магнитного момента диполя за предыдущие тысячелетия дают археомагнитные данные. Около двух тысяч лет тому назад магнитный момент Земли достигал максимальной величины, в полтора раза превышающей нынешнюю, а шесть тысяч лет тому назад был минимальным — около половины ны­нешнего. Таким образом, намечается период вариации магнит­ного момента Земли – 7–8 тыс. лет.

В процессе палеомагнитных исследований было открыто очень важное свойство древнего магнитного поля Земли – «инверсия».

Инверсия представляет собой смену направления магнитного момента (вектора напряженности магнитного поля) Земли на обратное. Известно, что перед инверсией напря­женность магнитного поля уменьшается в среднем в
7–10 раз. Это сопровождается увеличением амплитуды его вековых вариа­ций, причем возмущенность поля достигает такого уровня, что происходят кратковременные изменения его полярности. Затем следует сама инверсия поля – обращение вектора напряженности , а далее – постепенное увеличение напряженности поля до его первоначального абсолютного значения. Весь процесс зани­мает около 10⁵ лет, из которых собственно инверсия поля длится порядка 10¹¹ лет.

Инверсии магнитного поля Земли – явление довольно рас­пространенное в геологическом прошлом. Только в течение фанерозоя (500·10⁶ лет) их было более тысячи. Последняя из них произошла (40…43)*10³ лет тому назад. Поскольку геомагнитные инверсии синхронно охватывают всю Землю и оставляют «след» в геологических образованиях, их можно использовать для созда­ния геохронологических шкал. Важно подчеркнуть, что открытие инверсий нарушило многие укоренившиеся представления о магнитном поле Земли. В частности, ни одна из гипотез возникно­вения магнитного поля Земли не может быть принята, если не объясняет природу инверсий.

2.4.2. Полюсы магнитного поля

Одной из основных характеристик дипольного магнитного поля является положение полюсов на по­верхности Земли. Различают полюсы геомагнитные – точки, в которых пересекается ось диполя с геосферой, и виртуальные геомагнитные – геомагнитные полюсы, вычисленные по извест­ным значениям склонения D и наклонения I магнитного поля.

Представления о положении геомагнитных полюсов в по­следние тысячелетия получают из археомагнитных данных, а в предыдущие геологические эпохи – из палеомагнитных.

Установлено, что палеомагнитные полюсы в течение всей геологической истории Земли непрерывно меняли свое положе­ние относительно современного положения географических по­люсов, а это значит, что и географические полюсы непрерывно мигрировали по поверхности Земли. Среднюю линию, проведен­ную по отношению к палеомагнитным полюсам, вынесенным на современный геоид, называют кривой миграции полюсов.

Оказыва­ется, что кривые миграции, построенные по результатам палеомагнитных исследований на образцах с разных континентов, не совпадают между собой, причем расхождение кривых миграции тем больше, чем древнее рассматриваемая эпоха. Этот факт используется сторонниками новой глобальной тектоники как доказательство дифференциальных перемещений литосферных плит по отношению друг к другу.

Возможно и другое объяснение этого факта. Дело в том, что элементы древнего геомагнитного поля определяются относительно современного геоида, который оказывается деформированным по сравнению с древним. Причем степень его деформации пропорциональна разности между древней изучаемой эпохой и современной. Следовательно, расхождения между вычисляемыми координатами полюсов в разных точках Земли должны увеличи­ваться со временем. К сожалению, этой проблеме не уделяют долж­ного внимания при анализе палеомагнитных данных.

2.4.3. Недипольное поле и его вариации.

Аналитический метод раз­ложения потенциала магнитного поля Земли в ряд дает возмож­ность количественно разделить наблюдаемое поле на дипольное и недипольное, называемое иногда полем материковых аномалий. При этом используется гипотеза центрального диполя. На земной поверхности наблюдаются, по крайней мере, шесть круп­ных мировых магнитных аномалий, интенсивность которых в экстремумах достигает одной четверти от максимальных значе­ний напряженности магнитного поля Земли.

Важной особенностью мировых магнитных аномалий считается так называемый западный дрейф, под которым понимают перемеще­ние всей системы изолиний мировых магнитных аномалий с востока на запад. Скорость западного дрейфа характеризуют величинами от 0°,1 до 0°,3. Э. Буллард, детально занимавшийся этим вопро­сом, получил значение 0°,18±0°,015 Е. Вестин, кроме того, установил менее значительное смещение к северу, которое он объ­ясняет дрейфом эксцентричного диполя вокруг оси, перпендикуляр­но оси вращения Земли, и в плоскости меридиана =264° в.д.

Вариации магнитного поля δТ состоят из сложного сочетания разнопериодных компонент. Наибольший интерес имеют так называемые вековые вариации, или вековой ход магнит­ного поля, представляющие собой изменение среднегодовых зна­чений элементов земного магнетизма во времени. К сожалению, данными прямых измерений магнитного поля в единичных точ­ках (Лондон, Париж, Рим) исследователи располагают в интер­вале времени порядка 400 лет, а в большинстве обсерваторий наблюдения ведутся всего 100–120 лет. Пополнить сведения о геомагнитном поле за последние столетия могут косвенные дан­ные об элементах магнитного поля, полученные в результате археомагнитных исследований. Естественно, их точность значительно ниже прямых измерений. В частности, ошибки датировки в среднем составляют 10 % возраста получаемых измерений, но археомагнитные исследования позволяют расширить изучаемую эпоху до 10 тыс. лет.

Проблему физической природы мировых магнитных анома­лий в настоящее время нельзя считать решенной. Существуют две группы альтернативных точек зрения на эту проблему. Сто­ронники первой группы связывают крупные ре­гиональные и мировые магнитные аномалии, а также поле веко­вых вариаций с явлениями в земной коре. Сторонники второй группы точек зрения, преобладающей в на­стоящее время, объясняют возникновение аномалий наличием системы диполей, расположенных в жидком ядре вблизи границы ядро – мантия, или соответствующих этим диполям токов, а в последнее время – неоднородностями на границе ядро – мантия, нарушающими «нормальную» конвекцию вещества в жидком ядре.

2.4.4. Спектр периодов временных вариаций

По результатам измере­ний магнитного поля в обсерваториях и пунктах векового хода, а также гармонического анализа археомагнитных данных устанав­ливается дискретный характер спектра периодов вековой вариа­ции: 22, 50–70 (60), 120, 180, 350, 500–600, 1000, 7000–8000 лет. При этом вариация с периодом 600 лет выражена наиболее чет­ко и имеет максимальную амплитуду.

Дата добавления: 2015-06-25