Термодинамическое состояние Земли

Плотность. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см³. Горные породы земной коры 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/см³. 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. В кровле верхней мантии плотность пород составляет 3,3-3,4 г/см³, у нижней границы нижней мантии (глубина 2 900 км) – примерно 5,5-5,7 г/см³, ниже границы Гутенберга (верхняя граница внешнего ядра) – 9,7-10,0 г/см³, затем повышается до 11,0-11,5 г/см³, увеличиваясь во внутреннем ядре до 12,5-13,0 г/см³ (рис. 1.7).

Давление. Давления на различных глубинах Земли определяется в соответствии с указанными плотностями и непрерывно повышается, достигая в центре Земли 361·10³ МПа (рис. 1.7).

Ускорение силы тяжести. Исследования силы тяжести на дневной поверхности выявили гравиметрические аномалии – области значительного увеличения или уменьшения силы тяжести. Увеличение силы тяжести связано с присутствием внутри Земли более плотного вещества, уменьшение указывает на меньшую плотность. На поверхности Земли ускорение силы тяжести в среднем составляет 982 см/с² (при 983 см/с² – на полюсе и 978 см/с² – на экваторе), что обусловлено влиянием центробежной силы (рис. 1.6).

Максимальное значение ускорения силы тяжести достигает в основании нижней мантии у границы с внешним ядром 1 037 см/с². В пределах ядра Земли ускорение силы тяжести начинает значительно уменьшаться, доходя в центре до нуля.

Рис. 1.6. Составляющие силы тяжести Земли

ω – угловая скорость вращения, ρ - радиус вращения, р - центробежная сила, F - сила взаимного притяжения, G – сила тяжести

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 основное значение приобретает внутренняя тепловая энергия Земли. Установлено, что происходит постоянное увеличение температуры с глубиной, связанное с тепловым потоком из внутренних частей Земли. Средняя величина теплового потока принимается 1,4-1,5 мккал/см²с. Наблюдается значительная изменчивость теплового потока в различных структурных зонах.

Наименьшие значения теплового потока отмечены в районе древних кристаллических щитов (Балтийском, Украинском, Канадском) и равны в среднем 0,85 мккал/см²с±10%. В равнинных платформенных областях тепловой поток находится в интервале 1,0-1,2 мккал/см²с и только на отдельных поднятиях увеличивается до 1,3-1,4 мккал/см²с. В палеозойских орогенических областях, таких как Урал, Аппалачи, интенсивность потока поднимается до 1,5 мккал/см²с.

Рис. 1. 7. Графики изменения физических параметров Земли с глубиной:

g - ускорение силы тяжести, V_P - скорость продольных волн,

V_S - скорость поперечных волн, ρ – плотность, Р -давление

В молодых горных сооружениях (Альпы, Кавказ, Тянь-Шань) тепловые потоки отличаются большим разнообразием. Например, в Карпатах и прилегающих частях внутренних прогибов тепловой поток в среднем составляет 1,95 мккал/см²с, а в Предкарпатском прогибе – 1,18 мккал/см²с. В складчатом сооружении Большого Кавказа единичные определения дали значения теплового потока – 3,0-4,0 мккал/см²с. Высокие тепловые потоки наблюдаются в областях современного вулканизма, около 3,6 мккал/см²с. В пределах значительных пространств ложа Мирового океана величина теплового потока находится в пределах 1,1-1,2 мккал/см²с, что сопоставимо с данными по платформенным частям континентов. Высокие тепловые потоки связаны с рифтовыми долинами срединно-океанских хребтов – 1,8-2 мккал/см²с, иногда увеличиваются до 6,7-8,0 мккал/см²с. Разнообразие приведенных величин теплового потока связано с неоднородными тектономагматическими процессами в различных зонах Земли.

Кроме Солнечного тепла источником внутренней тепловой энергии является радиогенное тепло,связанное с распадом долгоживущих радиоактивных элементов ²³⁸U, ²³⁵ U, ²³²Тh, ⁴⁰К, ⁸⁷Rb. Периоды полураспада этих изотопов соизмеримы с возрастом Земли. В начальные этапы развития Земли поставщиками тепла являлись и короткоживущие радиоактивные изотопы, такие как А1, С1 и др.

На этапе формирования Земли источником тепловой энергии являлась гравитационная дифференциация вещества.

Значительным источником внутреннего тепла является приливное трение, возникающее при замедлении вращения Земли из-за взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем.

Температура внутри Земли. Определение температуры в оболочках Земли основывается на косвенных данных. Наиболее достоверные температурные данные относятся к самой верхней части земной коры, вскрываемой шахтами и буровыми скважинами до максимальных глубин – 12,5 км (Кольская скважина). Прирост температуры на 100 м углубления от зоны постоянных температур называют геотермическим градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1°С называют геотермической ступенью. Геотермический градиент и ступень изменяются в зависимости от геологических условий, эндогенной активности в различных районах, неоднородной теплопроводности горных пород. Пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Наример: два резко различных градиента: 1) 150°С на 1 км в штате Орегон (США); 2,6°С на 1 км 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 2-5°С/100 м, а геотермической ступени – 15-45 м. Средний геотермический градиент принимается 30 °С на 1 км.

Средний геотермический градиент изменяется с глубиной, поэтому на глубине 100 км температура не 3 000 °С, а около 1 500 °С. Именно на этих глубинах периодически зарождаются магматические очаги, из которых изливается на поверхность лава, имеющая максимальную температуру 1 500 °С. При более высоких температурах породы мантии были бы полностью расплавлены, что противоречит свободному прохождению поперечных сейсмических волн. Таким образом, постоянный геотермический градиент прослеживается лишь до некоторой относительно небольшой глубины от поверхности. Это можно видеть на примере изменения температуры с глубиной по Кольской скважине, расположенной в пределах устойчивого кристаллического щита платформы. При заложении скважины рассчитывали на геотермический градиент 10 °С на 1 км. 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 °С, на 10 – 180, на 12 км – 220 °С. В Припятском прогибе температура на глубине 5 000 м в северо-восточной зоне равна 100 и более градусов.

Температура в глубоких зонах мантии и ядра Земли определена с учетом лабораторных данных о фазовых переходах вещества. Реперная температура на глубине 400 км соответствует первой зоне фазовых переходов оливина в шпинель. Расчетная температура здесь около 1 600±50 °С. Вопрос о распределении температур в мантии и ядре Земли окончательно не решен, поэтому высказываются различные представления. Предполагают, что температура в ядре Земли находится в пределах 4 000-5 000 °С.