учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

Глава 2. Строение и состав Земли

71

Плотность поверхностных пород можно измерить непосредственно, она равна примерно 2650 кг/м3. Это означает, что плотность вещества Земли увеличивается с глубиной.

Сила тяжести и вращение Земли. Сила тяжести в любой точке на поверхности Земли является результирующей двух сил — собственно ньютоновского тяготения и центробежной силы, возникающей при вращении Земли вокруг своей оси. Величина центробежного ускорения зависит от широты ϕ, поэтому ускорение силы тяжести на поверхности Земли так же зависит от широты:

g(ϕ) = gе (1 + α sin2ϕ + β sin22ϕ),

где gе = 9.780318 м/с — ускорение силы тяжести на экваторе, коэффициенты α = 5,278 10-3, β = 2,3462 10-5. Эта формула носит название формулы нормальной силы тяжести (принята МАГ в 1967 г.). Вычитая из измеренного в какой-либо точке Земли значения ускорения силы тяжести, рассчитанного для широты этой точки нормального значения силы тяжести, получают величину аномального гравитационного поля. Аномальное гравитационное поле обусловлено неоднородностью распределения масс в Земле.

Зависимость силы тяжести от широты экспериментально подтверждена в первой половине ХVIII в. исследованиями П. Буге в Гренландии, Южной Америке и Париже, а также Дж. Эвереста в Гималаях век спустя.

При точных измерениях вблизи высочайших гор на Земле (Aнды в Южной Америке и Гималаи в Азии) было установлено, что их гравитационное притяжение (уклонение отвеса) меньше, чем ожидалось исходя из их формы. Объяснение этого открытия привело к идее компенсации веса гор наличием корней. Это явление носит название изостазии.

Искусственные спутники и сила тяжести. Современные исследования Земли невозможно представить без наблюдений из космоса. Дистанционные методы изучения формы Земли, ее поверхностной топографии, силы тяжести, магнитного поля, поверхностной температуры, растительности производятся с помощью искусственных спутников Земли.

Измерения точных координат методом GPS, или, говоря другими словами, современные навигационные системы, основаны на одновременных вычислениях орбит многих одновременно летящих искусственных спутников (24 или 36), так чтобы в поле зрения было по крайней мере сразу три из них.

72	Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

Уравнение движения спутника можно записать, зная закон всемирного тяготения и принимая, что траектория его движения — окружность:

Mω2r = GmM/r2,

где m — масса спутника, ω — угловая скорость движения спутника, r — радиус его орбиты. Или, поскольку линейная v и угловая w скорости движения связаны соотношением v = ωr ,

mv2/r = GmM/r2.

Отсюда

v = (GM/r)1/2,

где v — линейная скорость движения спутника, M — масса Земли, r — радиус орбиты спутника. Линейная скорость спутника на высоте примерно 100 км равна 7,9 км/с и не зависит от массы спутника. Эта скорость называется первой космической скоростью. С такой скоростью надо разогнать тело, чтобы оно стало искусственным спутником Земли. Энергия ракеты тратится на подъем спутника на высоту за пределы атмосферы и на разгон спутника до первой космической скорости. Далее ракета не нужна. При круговом движении спутника работа не совершается — сила тяготения перпендикулярна направлению смещения в любой точке орбиты.

Наблюдая за спутником оптическими или радиоастрономическими методами, удалось выявить малые отклонения траекторий спутников от круговых. Эти отклонения вызваны аномальным гравитационным полем Земли. Обрабатывая данные по измерениям множества траекторий спутников, можно построить карты аномального гравитационного поля Земли.

Интерпретация аномального гравитационного поля представляет собой классическую обратную задачу, не имеющую единственного решения.

Для определения локальных гравитационных аномалий проводится съемка по профилям или по площадям с равномерным шагом. На море съемки ведутся гравиметрами на судах. Измерения проводятся относительными гравиметрами, поскольку важны только относительные разности ускорения силы тяжести в различных точках съемки. Гравитационные аномалии обусловлены неоднородностями плотности горных пород и их геометрией (сферическая форма, горизонтальный, вертикальный или наклонный пласты и т. д.). Например, тело сферической формы радиусом r с избыточной плотностью δρ, центр которого расположен на глубине h (h < r), создает аномалию вертикальной составляющей ускорения силы тяжести (∆g), зависящую от расстояния x от проекции центра сферы на поверхность Земли:

Глава 2. Строение и состав Земли

73

.

Из этого уравнения для формы кривой аномалии ясно видно, что одному и тому же значению аномалии может соответствовать бесконечное количество значений δρ, r, h. Выбор одного из бесконечного множества решений требует дополнительных топографических, геологических, сейсмических, геомагнитных сведений.

Форма Земли. Еще два века назад при точных геодезических измерениях на Земле было установлено, что форма Земли не сфера, а эллипсоид вращения. Такую форму принимает вращающаяся жидкая сфера. Земля сплющена у полюсов и растянута у экватора. Полярный радиус короче экваториального радиуса на 21 км. Сплюснутость Земли равна 21/6381 ≈ 1/300. Поверхность покоящейся жидкости на Земле (или вообще в поле силы тяжести) является эквипотенциальной — поверхностью, равной потенциальной энергии. Если в какой-либо точке это условие нарушено, жидкость начнет перетекать, восстанавливая эквипотенциальную поверхность. Поэтому поверхность Мирового океана на Земле является эквипотенциальной поверхностью — поверхностью геоида. Поверхность геоида не совпадает с поверхностью эллипсоида. Отклонения называют высотами геоида.

С помощью спутников можно непосредственно измерять положение поверхности геоида методом радарной альтиметрии — измеряя время пробега лазерного луча от спутника до поверхности океана и обратно. Точность измерения положения геоида на океанах составляет 10 см. Поверхность геоида на континентах можно представить как уровень океана в прорытых каналах. Непосредственно измерить ее положение невозможно, поэтому ее рассчитывают на основе измеренного поля силы тяжести. На рис. 5 на цветной вклейке показана карта высот геоида (данные 2000 г.). Минимальное значение высоты геоида (–113 м) отмечается у юго-восточной оконечности Индии, максимальное (+57 м) — в районе Исландии. Поверхность (форма) геоида не есть истинная форма Земли, а есть форма эквипотенциальной поверхности.

Измерения поля силы тяжести на Земле показали, что земная кора в целом изостатически уравновешена.

2.5. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Более 400 лет назад У. Гильберт высказал предположение, что Земля сама является магнитом, но механизм возникновения ее намагниченности до сих пор не вышел за рамки гипотезы.

74	Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

Рис. 2.13. Основные компоненты магнитного поля Земли. М. П. — направление на магнитный полюс; Г. П. — направление на географический полюс. А — вертикаль-

ная плоскость; В — поверхность Земли на ограниченном участке; С — магнитная силовая линия. Составляющие полного вектора Т магнитного поля: Н — горизонтальная; Z — вертикальная; I — магнитное наклонение; D — магнитное склонение

Магнитное поле современной Земли характеризуется склонением D, наклонением I и напряженностью Н, измеряемой в теслах (рис. 2.13). Существуют карты линий равных величин магнитных склонений — изогон и линий равных магнитных наклонений — изоклин. На Северном магнитном полюсе наклонение равно +90° (на Южном соответственно –90°). В пределах магнитного экватора, не совпадающего с географическим, наклонение равно нулю. Современное магнитное поле Земли лучше всего описывается полем геоцентрического смещенного диполя с наклоном по отношению к оси вращения Земли 11,5°.

Напряженность современного магнитного поля составляет около 0,5 эрстед, или 0,1 а/м, и считается, что в геологическом прошлом величина напряженности могла колебаться, но максимум на порядок. Для сравнения укажем, что магнитная защелка в шкафу создает магнитное поле напряженностью 5–10 эрстед.

Геомагнитное поле Земли последние 2–3,5 млрд лет (а это больше половины ее геологической истории) принципиально не изменялось, как установлено палеомагнитными исследованиями. Еще в XV в. было

Глава 2. Строение и состав Земли

75

обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Так называемые вековые вариации всех остальных элементов магнитного поля сейчас установлены достоверно, и регулярно составляются специальные карты изопор, т. е. линий равных годовых изменений какого-либо элемента магнитного поля.

Такие карты можно использовать только в определенный, не более 10 лет, интервал времени в связи с периодичностью вековых, особенно «быстрых» вариаций. Все магнитные материковые аномалии, например изогоны, медленно, со скоростью 22 км (0,2 % в год), смещаются в западном направлении. Западный дрейф обусловлен процессами, связанными с генерацией магнитного поля Земли. В 1999 г. вековой ход геомагнитного поля Земли нарушился, что, возможно, связано с изменением движений в веществе внешней, жидкой части ядра.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загадкой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого феномена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обусловленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля, и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли, изученное с помощью различных сейсмических волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли (6371 км) простирается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т. к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железоникелевого состава, как и силикатная мантия, состоит из твердого вещества. Наличие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникновения магнитного поля, основанных на принципе магнитного гидродинамо.

Что может происходить в жидком проводящем ядре Земли? Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру, чем верхняя, может возникнуть конвекция. Более легкая нагретая жидкость будет подниматься вверх, а более холодная и плотная жидкость — опускаться вниз. Конвекция обусловлена действием архимедовой силы.

Условие возникновения конвекции определяется числом Рэлея Ra:

Ra = (H3βgδT)/(νa),

где Н — толщина слоя жидкости (толщина внешнего ядра H = 1000 км), β — температурный коэффициент объемного расширения, g — ускорение силы тяжести, δТ — разность температур на верхней и нижней границах, ν — кинематическая вязкость ν = η/ρ, η — вязкость, ρ — плотность, а — температуропроводность жидкости. Если это безразмерное число меньше единицы

76	Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

или равно единице, конвекция не происходит. Если Rа > 1, конвекция существует.

Будет ли конвекция ламинарной или турбулентной, определяется числом Рейнольдса:

Re = H V/ν,

где V — скорость. По порядку Re ~ Ra, так что число Рэлея в задачах конвекции играет роль числа Рейнольдса: если Ra >> 1, конвекция будет турбулентной.

Число Рэлея для жидкого ядра Земли оценивается как Rа = 109, что существенно превышает пороговое значение числа Рэлея для турбулентной конвекции Racr = 2772. Это дает основание полагать, что во внешнем ядре возможна турбулентная тепловая конвекция. Оценка числа Рэлея для верхней мантии дает значение Ra = 2 106, для нижней мантии Ra = 2 109, что дает основания предполагать существование конвекции.

Само по себе движение проводящей жидкости не приводит к появлению магнитного поля. Чтобы в движущейся проводящей жидкости возник ток, необходимо внешнее магнитное поле. Тогда при определенных конфигурациях движений и соотношениях скорости и потерь, выделяющихся в виде тепла, возможно самоподдерживающееся динамо.

Характерным временем этого процесса является время магнитной диффузии — время распада токовой системы за счет диффузии: td = 13 тыс. лет. Поэтому проблема динамо заключается в том, чтобы найти такие движения в жидком ядре Земли, которые непрерывно поддерживали бы магнитное поле. Можно сказать, что движения в ядре обусловлены необходимостью передачи тепла изнутри наружу, а магнитное поле есть побочный продукт, вызванный тем, что жидкость оказалась электропроводной. В качестве слабого начального магнитного поля, необходимого для начала генерации, может быть межпланетное магнитное поле Солнца, величина которого на расстоянии земной орбиты (1 АЕ) примерно 6 нТл (6 гамм).

Если бы Земля не вращалась достаточно быстро вокруг своей оси, в силу симметрии движений магнитное поле не возникло бы. Быстрое вращение Земли вокруг своей оси приводит к возникновению кориолисовой силы:

Fc = 2 ρ vxΩ.

Можно уверенно полагать, что магнитное поле всегда было дипольным, в среднем ось диполя всегда была близка к оси вращения Земли и напряженность поля существенно не менялась на протяжении геологической истории после формирования ядра. Скорость вращения Земли существенно не менялась за последний миллиард лет и равна 10–51/с.

Модель однодискового динамо, генерирующего магнитное поле, имеет весьма существенный недостаток. Магнитное поле этого типа не способно к обращению, т. е. к изменению знака полярности, которое играет важней-

Глава 2. Строение и состав Земли

77

шую роль в природе. Однако если в модели взаимодействуют два дисковых динамо, как предположил Т. Рикитаки в 1958 г., то эта проблема снимается. Два диска динамо соединены так, что ток от каждого диска проходит через катушку другого. Эти диски имитируют два больших конвективных вихря во внешнем ядре Земли. Математическое моделирование показало, что в большой области значений параметров существуют странные аттракторы, т. е. полярность магнитного поля при некоторых начальных данных меняется периодически или хаотически. Анализ натуральных данных приводит к предположению, что хаотическая инверсия происходила сразу после фанерозы, т. е. последние 600 млн лет.

Движение вещества в жидком внешнем ядре описывается уравнениями магнитной гидродинамики, как и уравнения, описывающие взаимодействия дисковых динамо. На сегодняшний день гипотеза возникновения геомагнитного поля за счет движений проводящего жидкого вещества внешнего ядра и вращения Земли является наиболее разработанной и, что особенно важно, допускает возможность инверсий (обращения) знака магнитного поля. В настоящее время также считается, что основным механизмом возбуждения геомагнитного динамо является прецессия земной оси. Однако должна существовать и конвекция во внешнем ядре, а тепло, поддерживающее конвекцию, связано не с радиоактивным распадом во внутреннем ядре, а с эффектом вращения Земли.

Поскольку магнитное поле Земли аппроксимируется центральным диполем по отношению к оси данного диполя, то это позволяет по магнитному склонению D и магнитному наклонению I, измеренным в любой точке поверхности земного шара, определить географические координаты, т. е. широту и долготу положения геомагнитного полюса.

Магнитосферой называется внешнее магнитное поле Земли, распространяемое в космическом пространстве более чем на 20 земных диаметров и надежно защищающее планету от космических частиц и ионизированной плазмы — солнечного ветра. Магнитосфера временами подвергается резко усиливающемуся воздействию солнечного ветра, в результате чего возникают магнитные бури — нерегулярные спорадические возмущения магнитосферы, связанные с тем, что возрастает плотность (обусловленная вспышками на Солнце) солнечного ветра, пробивающего магнитосферу, и тогда начинаются быстрые, порой хаотические колебания всех компонентов магнитного поля. В среднем в месяц возникают 1–2 магнитные бури, но в марте и особенно в сентябре их бывает по 5–8. 2003 г. был годом максимальной солнечной активности в 11-летнем цикле, поэтому и магнитных бурь было намного больше обычного. В начале сентября 2005 г. грандиозные солнечные пятна породили на Земле сильнейшую магнитную бурю.

Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в них минеральных зерен с различными магнитными

78	Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

характеристиками. Все вещества по магнитной восприимчивости подразделяются на: 1) диамагнитные; 2) парамагнитные и 3) ферромагнитные. Первые характеризуются тем, что их атомы не имеют постоянных магнитных моментов и общий магнитный момент атома диамагнетика равен нулю. Атомы вторых уже обладают собственными магнитными моментами, а ферромагнетики характеризуются упорядоченным (параллельным) расположением магнитных моментов в атомах и высокой самостоятельной намагниченностью. Для ферромагнетиков существует уровень температуры, так называемая точка Кюри, выше которой упорядочение магнитных моментов не сохраняется, поэтому лавы вулканов обретают намагниченность только после их остывания ниже точки Кюри. Ферромагнетики в горных породах являются носителями магнитных свойств. Учитывая, что зерна ферромагнитных минералов составляют в горных породах незначительный процент, намагниченность последних очень слабая.

Палеомагнитология. Палеомагнитология — область геофизики, изучающая древнее магнитное поле Земли. Это поле запечатлено в остаточной намагниченности горных пород, направление которой параллельно направлению древнего поля, а величина прямо пропорциональна его напряженности.

Палеомагнетизм как явление представляет собой природную записывающую систему, подобную обычному магнитофону:

1)записываемым сигналом является магнитное поле Земли в зависимости от времени;

2)магнитным носителем записи (аналогом магнитной ленты) служат магнитные минералы, рассеянные в горных породах, совокупность которых составляет геологическую летопись;

3)фиксирование намагниченности происходит с помощью некоторых геологических процессов (остывание изверженных пород или литификация осадочных пород);

4)сохранность записи обеспечивается в том случае, если в течение геологической жизни породы не происходило вторичного нагрева или переотложения, химических изменений магнитного носителя записи и т. д.;

5)воспроизведение записи производится путем отбора коллекций образцов и измерений остаточной намагниченности в лабораториях с последующей статистической обработкой результатов для выделения полезного сигнала на фоне случайного шума;

6)полезный сигнал представляет собой направление (и величину) магнитного поля в некоторый фиксированный момент в геологическом прошлом во множестве географических точек.

Глава 2. Строение и состав Земли

79

В палеомагнитологии разработаны методы отбора коллекций образцов, создан комплекс аппаратуры для измерения различных магнитных характеристик и параметров, применяется математический аппарат обработки данных, включающий статистические методы, сформированы базы палеомагнитных данных.

Любая горная порода, осадочная в момент своего образования или магматическая после остывания ниже точки Кюри, приобретает намагниченность, по направлению и величине соответствующую магнитному полю данного конкретного отрезка времени. По существу, точка Кюри представляет практическое значение управляющего параметра (температуры), т. е. точки бифуркации, с качественной перестройкой магнитного состояния системы. Если это осадочная порода, то магнитные частицы, оседая на дно озера, моря или океана, будут ориентироваться в направлении силовых линий магнитного поля, существующего в это время и в этом месте. Магматические горные породы, лавовые потоки, интрузивные массивы, застывающие либо на поверхности Земли, либо в земной коре на глубине в несколько километров, приобретут намагниченность после достижения точки Кюри, разной для различных пород. Направление приобретенной намагниченности совпадает с направлением вектора напряженности магнитного поля данного времени в данной точке. В случае с осадочными породами приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае с изверженными — термоостаточной.

Не вдаваясь в довольно сложные характеристики видов намагниченности горных пород и факторов, ее определяющих, подчеркнем роль естественной остаточной намагниченности. Существует вид намагниченности, который, будучи однажды приобретенным породой, при благоприятных условиях сохраняется длительное время. Если мы вырежем из горной породы ориентированный в пространстве образец и проведем его специальную обработку, то можно измерить остаточную намагниченность этой горной породы и, следовательно, установить направление силовых магнитных линий той эпохи, в которой данная порода сформировалась, и, как следствие, вычислить положение магнитного полюса. Проводя замеры следов прошлого геомагнитного поля в массовом порядке в горных породах различного возраста на разных континентах и при бурении глубоководных скважин в океанах, мы получаем возможность выявить историю магнитного поля Земли. В этом заключается суть палеомагнитологии.

Инверсии магнитного поля — это смена знака осесимметричного диполя (рис. 2.14). Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких-то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный

80	Часть I. Происхождение Вселенной, Земли и Солнечной системы

Рис. 2.14. Силовые линии дипольного магнитного поля Земли. Слева — нормальная полярность, справа — обратная

момент. Обращение полярности геомагнитного поля — важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую отрасль науки — магнитостратиграфию, изучающую расчленение отложений горных пород на основе их прямой или обращенной намагниченности. И главное здесь заключается в доказательстве одновременности этих обращений знака в пределах всего земного шара. В таком случае в руках геологов оказывается весьма действенный метод сопоставления отложений и событий. Следует сказать, что причина геомагнитных инверсий пока еще не вышла за рамки гипотез, что не мешает геологам широко использовать эту особенность геомагнитного поля для корреляции отложений.

Магнитостратиграфическая шкала является по существу глобальной шкалой геомагнитной полярности за наблюдаемую часть геологической истории. В настоящее время проведены сотни тысяч, если не больше, определений прямой и обратной полярности в образцах горных пород различного возраста, датированных как с помощью изотопных радиологических методов, т. е. с получением абсолютного возраста породы, так и с помощью методов относительной геохронологии, т. е. палеонтологических методов.

Первая такая шкала была создана для последних 3,5 млн лет в 1963 г. А. Коксом, Р. Доллом и Г. Далримплом. В пределах этого интервала они установили две зоны прямой полярности (как современное поле) и одну зоны обращенной. С тех пор составлено много магнитостратиграфических шкал, полнота и нижний возрастной предел которых все увеличивается, а само расчленение становится все более дробным (рис. 2.15).

Временные интервалы преобладания какой-либо одной полярности получили название геомагнитных эпох, и части из них присвоены имена вы-