Геотермические модели литосферы

Глубина,км,	Р ×10^6, мВт/м^3	Температура, °С
Континент*^)	Океан**^)	Континент*^)	Океан**^)
	0,5
	0,08
	0,5
	0,01

Примечания: *) − без областей современной активизации;

**) − без океанических рифтовых хребтов.

Геотермические модели зависят от теплопроводности. Решеточная теплопроводность l ~ T ^{– 1}или l = l ₀ Т ₀/ Т. Относительный метод оценки Т (z) позволяет учитывать зависимость теплопроводности от температуры.

При температурах выше 1000 °С существен лучистый теплоперенос, l ~ T ³. При оценке температуры верхней части оболочки он не учитывается. На больших глубинах в литосфере и мантии приоритет приобретает конвекция.

По этим причинам оценка температуры на глубине 100 км, принимаемая в качестве исходной при построении тепловых моделей мантии, не очень надежна.

Палеомагнитология
Методика палеомагнитных исследований

Объект палеомагнитологии - магнитное поле прошлых эпох для задач геологии, прежде всего, геодинамики.

Изучается первичная остаточная намагниченность, во время формирования породы. Ее природа различна.

Магматические породы при остывании проходят точку Кюри – термоостаточная намагниченность.

При формирования осадочных пород намагниченные частицы ориентируются по существующему полю - это ориентационная намагниченность.

Геомагнитное поле нестабильно. Главные вариации МПЗ:

а) изменение магнитного момента: d M / M dt @ -5,10^–4 год^–1. При такой скорости поле за 2000 лет уменьшилось бы до нуля, но она меняется, в том числе по знаку;

б) инверсии геомагнитного поля: по палеомагнитным данным за последние 5 млн. лет произошли 27 инверсий.

Инверсии происходят путем уменьшения магнитного поля почти до нуля и восстановления его с другим знаком за время порядка 10^3-10^4 лет. На рис. показаны инверсии по измерениям колонки глубоководных осадков.

Изучение структуры и вариаций ГМП и сравнение его магнитными полями других планет показывает:

1) магнитные поля Земли и планет дипольные (отношение дипольных полей к полному полю ~ 0,9);

2) магнитный момент Земли ориентирован почти по оси вращения, но не совпадает с ней, угол – порядка 12^о;

3) средняя за время ~ 10³ лет магнитная ось совпадает с осью вращения (модель осевого диполя);

4) центр диполя расположен недалеко от центра масс: 0,07 радиуса, в среднем за 10⁴ лет – < 0,01 (дипольцентральный);

5) для ЦОД справедлива зависимость между наклонением I и широтой j точки: tg I = 2 tg j;

6) уменьшение дипольного поля перед инверсиями почти до нуля.

По измерениям остаточной намагниченности образцов, отобранных с ориентировкой по странам света и вертикали, определяют:

палеошироту места отбора образцов;

направление намагниченности (прямое или обратное);

величину намагниченности и напряженности ГМП.

Условиями надежности результатов палеомагнитологии и их геологического истолкования являются постулаты палеомагнетизма:

1) гипотеза фиксации - горные породы намагничиваются по направлению геомагнитного поля времени и места их образования;

2) гипотеза сохранения - первичная намагниченность сохраняется в породе и может быть выделена;

3) гипотеза ЦОД − ГМП среднее за время ~10⁴ лет является полем центрального осевого диполя.

Доказательства реальности геомагнитных инверсий основаны на следующих фактах:

- одинаковая полярность первичной остаточной намагниченности пород одного возраста на всех континентах,

- совпадение направления остаточной намагниченности интрузий и лав с одной стороны контакта и обожженных вмещающих пород с другой.

Доказательство глобальности инверсий – совпадение их абсолютного возраста и возраста по палеонтологическим данным на разных континентах, для чего изучаются наиболее представительные разрезы. Представительность разреза оценивается по стабильности палеомагнитных данных и точности привязки времени.

Задачи палеомагнитологии:

1) прямая задача - составление опорной палеомагнитной шкалы с радиохронологической датировкой и привязкой к стратиграфической шкале;

2) обратные задачи – геологические задачи, основанные на распределении первичной остаточной намагниченности и координатах палеополюсов.

Методика палеомагнитных исследований включает:

- отбор и подготовку ориентированных образцов;

- оценку стабильности первичной намагниченности;

- магнитные чистки от других видов намагниченности;

- определение и статистический анализ палеополюсов;

- учет тектонических деформаций;

- вычисление координат палеомагнитных полюсов;

- оценку величины модуля древнего поля.

Недипольное поле создаёт разброс координат геомагнитного полюса по данным разных регионов. Разброс – это мера отклонения поля от поля центрального осевого диполя. Он достигает величины наклона диполя к оси вращения (11−12^о).

Дата добавления: 2014-01-20