Оболочки Земли

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Тепловой

режим Земли

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Тепловой

режим Земли

шкалы.
Глубинные вариации скоростей продольных (Vp) и поперечных (VS) сейсмических

волн и плотности ρ
[Turcotte, Schubert, 2002]

Максимальная глубина прямых
наблюдений -Кольская скважина – 12261 м

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Радиоактивность

и тепловой режим Земли

и атмосфера.
Различается океаническая и континентальная кора.

Континентальная кора в классическом

варианте геофизических моделей имеет трёхслойное строение.
Верхний слой, развитый не повсеместно, представлен  осадочными породами,
средний слой – преимущественно гранитами и гнейсами,
нижний – метаморфическими породами гранулитовой фации.

океанической коры (литосферы), млн лет из работ: а – [

Muller et al., 2008]; б – [Sandwell et al., 2005]. Возраст основан на выявленных магнитных аномалиях современных океанов и реконструкциях плит. На схеме б принят временной интервал меловой «зоны затишья» 127–64 млн лет назад. Более ранняя океаническая кора субдуцирована под континенты, обдуцирована на них или находится в террейнах, аккретированных к континентам.

Возраст океанической литосферы, млн лет

а

б

Возраст, млн лет

моря и востока Атлантического океана
В левой части фрагмента схемы отчетливо

виден рисунок полосовых аномалий

Земная кора океанов

территории Китая
Изолинии проведены через 2 км. Толщина коры меняется

в Восточном Китае от 28 до 46 км, в Западном Китае – от 42 до 74 км. Края плато Тибет обозначены резкими градиентами толщины коры. Из работы [Li et al., 2006].

Вариации толщины коры в Азии
как отражение ее сжатия (в
условиях конвергенции) и
растяжения (в условиях
Дивергенции)
Показаны контуры
государственной границы
Монголии и террейнов Тибета
– Лхаса (ЛХ), Кьянгтанг (КГ),
Сонгпан–Ганзи (С–Г), Кайдам (КД).

слой, развитый не повсеместно, представлен  осадочными породами, средний слой –

преимущественно гранитами и гнейсами, нижний – метаморфическими породами гранулитовой фации. При геохимической идентификации верхней континентальной коры, предполагается ее преимущественно гранитный состав.

зондирования (ГСЗ) в Байкальской рифтовой зоне и на сопредельных территориях

Сибирской платформы (Братск) и Забайкалья (Чита). Точками показаны центры или группы центров зондирований. К юго-западу от Сибирской платформы толщина коры резко увеличивается. Из работы [Мац и др., 2001].

геохимическим характеристикам и плотности ксенолитов. Из работы [O’Reilly et al.,

1985] с изменениями.

Земная кора континентов

метаморфизованных в условиях гранулитовой фации, прослеживается по глубинным включениям от

оз. Байкал до точки 3 (р. Хобок) в северной части Тункинской впадины. Схема из работы [Чувашова, Рассказов, 2014]

листрического разлома Тункинской рифтовой долины поднимающимися щелочно-базальтовыми расплавами (а), восстановленность–окисленность

железа в клинопиpокcенаx из глубинных включений (б) и вариации fO2 в вулканических породах (в). Значения fO2 рассчитывались по эмпирическим коэффициентам [144]; Fe3+ и Fe2+ в клинопиpокcенаx – по балансу зарядов. Местонахождения глубинных включений (с юга на север): 1 – «Козья Шейка»; 2 – р. Иркут; 3 – р. Хобок; 4 – Тункинские гольцы.

Схема распределения новообразованных минералов,
обеспечивающих поднятие и опускание территорий
в реалистичной модели коры и подкоровой мантии
рифтовых структур Тункинского сегмента

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Тепловой

режим Земли

– North–South Gravity Lineament (cубмеридиональный гравитационный линеамент). Данные Х. Й.

Ма.

М и 410 км. Ниже сейсмической границы М находится литосферная

часть мантии.
Литосфера – внешняя сфера «твердой» Земли, включающая земную кору и верхний слой мантии. Астеносфера – предполагаемый слой мантии, подстилающий литосферу, способный к вязкому или пластическому течению под действием относительно малых напряжений, позволяющий путем медленных движений постепенно создавать условия гидростатического равновесия. Современная геофизическая граница между литосферой и астеносферой под кратонами идентифицируется как раздел Леман.

признаки:
Например, предполагается, что «Главным доказательством и главным критерием проведения

границы между литосферой и астеносферой является прекращение возрастания сейсмических скоростей с глубиной и даже уменьшение этих скоростей на некоторой глубине. Дополнительными критериями являются возрастание коэффициента затухания энергии сейсмических колебаний, т.е. уменьшение добротности вещества мантии, а также возрастания величины электропроводности, которое обнаруживается магнитотеллурическим зондированием» [Лобковский и др., 2004, с. 26].
Привлекаются такие признаки как 1) низкие скорости сейсмических волн, 2) структурная изотропия мантии под впадинами и анизотропия под горными хребтами, 3) распространение деформационных структур в мантийных ксенолитах из щелочных базальтоидов, 4) наличие общего изотопного компонента подлитосферной конвектирующей мантии в излившихся магматических расплавах, и 5) возникновение конвекции Релея–Бенара, отраженной в упорядоченном пространственно-временном распределении извержений подлитосферных выплавок на расстояниях, сопоставимых с мощностью слоя конвектирующей мантии [Чувашова, Рассказов, 2009]. Согласно численному моделированию [Тычков и др., 2005], в «астеносферном» глубинном уровне 200-350 км существует мелкомасштабная конвекция в виде вытянутых ячеек с горизонтальными размерами в 500 км между восходящими и нисходящими потоками конвекции. Таким глубинным уровнем характеризуется Забайкальский низкоскоростной домен [Рассказов и др., 2003].

К определению понятия «астеносфера»

линиями выделены рефлекторы (отражающие поверхности). Сейсмические скорости: 1 – 2,5–5,6

км/с; 2 – 6,0–6,7 км/с; 3 – 6,8–6,7 км/с; 4 – 8,0–8,3 км/с; 5 – 8,4–8,5 км/с; 6 – 8,5–8,6 км/с; 7 – высокоскоростная градиентная зона; 8 – зона инверсии скоростей.

Из работы [Hawkesworth, 2005]

2003]

скоростей поперечных волн в процентах. Над каждой картой приведены соответствующая

глубина и средняя скорость (Vs ср). Из работы [Кожевников и др., 2014]

Станция 84

глубине ~ 410 км имеет место низкая степень частичного плавления вследствие высокого

содержания воды в переходной зоне. Астеносфера, представляющая собой остаточный материал этого частичного плавления, содержит ~ 0,01 % воды. Такой концентрации достаточно, чтобы сделать астеносферу податливой. Под хребтом плавление концентрируется на глубине ~ 70 км, что способствует образованию сильно обеднённой литосферы и маркированию литосферно–астеносферной границы. В глубокой части верхней мантии (~300 км или глубже), небольшое количество расплава полностью смачивает границы зёрен оливина, что отражается в образовании низкоскоростной области выше 410 км. У раздела 410 км расплав, вероятно, имеет большую плотность, чем окружающие минералы, поэтому концентрируется на этом уровне или в глубокой мантии. Однако, расплав становится плавучим на меньших глубинах и поднимается до нижней части литосферы, выражаясь в «малых пятнах» и смазке анизотропии, параллельной трендам.
Из работы [Karato, 2012].

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Тепловой

режим Земли

частях мантии. Из работы [Gu et al., 2001]

соответствует первичному значению термина «плюм». ULVZ – Ultra Low Velocity Zone

(зона ультранизких скоростей сейсмических волн). EPR – East Pacific Rise (Восточно-Тихоокеанское поднятие). Из работы [46].

Интерпретация главных мантийных структур Земли

oceans (MORB source), transition zone ocean-continent (subduction source), and in

inner parts of oceanic plates (plume source) (A. Hofmann).

Plume (Morgan, 1971)

Справа показана широта каждого разреза. Красные и синие цвета обозначают,

соответственно, низкие и высокие скорости. На рисунке справа показана шкала возмущений. Белые точки – землетрясения, произошедшие в 100 км от каждого профиля. Две пунктирные линии обозначают разделы 410 и 670 км. Из работы [Zhao, 2009].

slab with the 660-km discontinuity (after Mitrovica et al., 2000).

Similar computer simulation was performed by Yoshioka & Sanshadokoro (2002)

Melting anomaly of the transition layer

Zhao, 2009

high-velocity lower mantle region. World map of the three-dimensional P-wave

velocity distribution averaged for the whole lower mantle and surface locations of Jurassic to Eocene subduction zones are shown are shown after Castillo (1988) and Anderson (2002), respectively.

проникновения слэбов через переходную зону 670 км. «Мегакапли» находятся в

основном в ядрах конвективных ячеек и могут иметь состав примитивного мантийного резервуара. Области окружающего материала и особенно верхней мантии истощаются и дегазируют путем плавления под хребтами и образовавшимися ранее континентами. «Мегакапли» опробуются поднимающимися плюмами, обеспечивая изотопную гетерогенность базальтов океанических островов (OIB). Из работы [Becker et al., 1999].

1999]; б – вариации радиальной корреляции и радиального отклонения как

функции глубины мантии [van der Hilst, Karason, 1999]; в – прогнозные изменения вязкости мантии с глубиной на основе геофизических данных на двух различным мантийным моделям конвективного потока. Штриховая линия обозначает среднюю вязкость верхней и нижней мантии. Из работы [Forte, Metrovica, 2001].

и астеносферы
Нижняя мантия, переходный слой от верхней мантии к нижней
Тепловой

режим Земли

поток 5,5 1024 Дж/год
(данные М.Д. Хуторского)
Гелиотермозона

– объем приповерхностного слоя, в котором сказываются сезонные колебания температур. Ниже располагается геотермозона, в которой температура определяется внутренними энергетическими ресурсами Земли.
Глубина нейтрального слоя: в Москве – 20 м, температура – 4 °С, в Париже – 28 м, температура – 12 °С.
Главными геотермическими параметрами теплового поля Земли являются:
• геотермический градиент;
• геотермическая ступень;
• коэффициенты теплопроводности;
• теплоемкость;
• плотность теплового потока;
• величина теплогенерации.

В зависимости от того, измеряется температура по площади или в

вертикальном разрезе, выделяют горизонтальный и вертикальный геотермические градиенты. Поскольку изменения температуры в основном проводят в единичных точках наблюдения (по скважинам), в настоящее время наиболее полные сведения имеются о вертикальном геотермическом градиенте, который в дальнейшем будем называть просто геотермическим градиентом.
Величина, обратная геотермическому градиенту называется геотермической ступенью. Она характеризует длину интервала пород, в пределах которого температура повышается на Г.
Наибольший градиент, равный 150 °С на 1 км, отмечен в штате Орегон (США), соответствующая ему геотермическая ступень составляет 6,67 м.
Наименьший градиент (6 °С на 1 км) зарегистрирован в Южной Африке, и ему соответствует геотермическая ступень, равная 167 м. В Кольской сверхглубокой скважине (СГ-3), заложенной в пределах древнего кристаллического щита Восточно-Европейской платформы, на глубине 11 км температура оказалась равной 200 °С, что соответствует геотермическому градиенту в 18 °С и геотермической ступени 55 м.

океанов и континентов, а наименьшие — к наиболее устойчивым и

древним участкам континентальной коры. Колебания градиентов в большинстве случаев происходят в пределах от 20 до 50 °С на 1 км, а геотермической ступени — в диапазоне 15-45 м. В среднем для земного шара геотермический градиент составляет около 30 °С на 1 км, соответствующая ему геотермическая ступень — около 33 м.
Температура глубоких зон мантии и ядра оценивается приближенно по косвенным данным. Исходя из представлений о том, что ядро состоит главным образом из железа, были проведены расчеты плавления его на различных уровнях с учетом существующих там давлений. Получены следующие данные: на границе нижней мантии и ядра (глубина около 2900 км) температура должна быть 3700 °С, а на границе внешнего и внутреннего ядра (глубина около 5100 км) она составляет 4300 °С. Температура в ядре составляет 6500-6800 °С.

не дает полного представления о том, какое количество тепла проходит

через объем пород за определенный период времени, то есть не характеризует теплопотери Земли. Ведь при одинаковом температурном градиенте через породы, обладающие разной теплопроводностью, пройдет и разное количество тепла. Способность пород проводить тепло характеризует коэффициент теплопроводности (К), который равен количеству тепла, переносимого через единицу поверхности за единицу времени при градиенте температур, равном единице. Главный закон теплопроводности — закон Фурье: количество тепла dQ, переносимого за единицу времени dt через единицу площади dS в направлении нормали Z к этой площади, пропорционально градиенту температуры dT/dz: dQ = ~(dT/dz)dSdt.
В формуле знак минус указывает, что тепло переносится в направлении убывания температуры.
Наиболее полную характеристику тепловому полю дает плотность теплового потока (q), который рассчитывается как произведение геотермического градиента (G) на коэффициент теплопроводности (k):
q = kG.
Тепловой поток древних платформ относительно однороден, и его плотность составляет от 35 до 55 мВт/м2. Для северной части Сибирской платформы зарегистрирован тепловой поток менее 21 мВт/м2. В зонах рифтовых впадин на территории платформ среднее значение теплового потока составляет 70-80 мВт/м2, достигая иногда 165 мВт/м2 (Байкальский рифт)1.
Горные сооружения, особенно молодые, тоже имеют высокие значения плотности теплового потока. Для Кавказа ее значения колеблются от 13 до 100 мВт/м2, для внутренних Карпат среднее значение составляет 82 мВт/м2.
В зонах срединно-океанских хребтов величина теплового потока достигает ураганных значений (до 1500 мВт/м2), составляя в среднем 400-600 мВт/м2. В зонах трансформных разломов тепловой поток составляет от 135 до 360 мВт/м2.
Наибольшие значения плотности теплового потока характерны для Исландии, Байкала, Красного моря, Восточно-Тихоокеанского поднятия, Срединно-Атлантического и Индийского хребтов, Охотского и Японского морей.
В среднем на планете плотность теплового потока составляет 75 мВт/м2, не отличаясь значительно для континентов и океанов.

а рассчитанных геотерм в зависимости от теплового потока от 30

до 50 мВт/м2 – по работе [Pollack, Chapman, 1977].

Соотношения геотерм, реконструированных по ксеногенному мантийному материалу из кимберлитов Сибирского кратона
(трубка Удачная) и из щелочных базальтоидов складчатой области Западного Забайкалья (Витимское плоскогорье и бассейн р. Джида) [Чувашова, Рассказов, 2014]

менее 102() Дж тепла. Эта энергия в 100 раз превышает

годовую энергию землетрясений, вулканических извержений, гидротермальной активности. Тепловой поток поднимается из глубин Земли к поверхности и затем рассеивается двумя способами.
В виде кондуктивного теплового потока (за счет теплопроводности горных пород). Распределение кондуктивного теплового по тока по поверхности неравномерное. Полный вынос энергии таким способом через поверхность континентов и океанов составляет 1021 Дж/год. За весь период существования Земли величина теплопотерь оценивается в 0,45 • 1031 Дж.
Конвективный вынос тепла (вынос тепла самим теплоносителем) при вулканизме и гидротермальной деятельности. Так, в Байкальском рифте почти 50 % термальных источников имеет температуру воды от 40 до 60 "С. В Курило-Камчатском регионе средняя температура термальных источников — 65 °С, причем почти в 20 % из них температура превышает 90 "С. По расчетам Б. Г. Полякова, вынос тепла вулканами суши оценивается в (0,38-13,2) • 1018 Дж/год, гидротермами суши — (1,9-2,8) • 1018 Дж/год и в зонах срединно-океанических хребтов теплопотери составляют (0,44-3,46) • 1018 Дж/год. Таким образом, мощность кондуктивного потока выноса тепла на два порядка больше конвективного.

Наличие температурного градиента, большие теплопотери свидетельствуют о том, что Земля не является абсолютно холодным телом; она обладает значительными энергетическими ресурсами. В связи с этим возникает вопрос об источниках энергии. Какова их природа, на каких стадиях развития Земли они функционировали, каков общий тепловой баланс нашей планеты?

в энергетический баланс Земли, было несколько.
1. Аккреции протопланетного холодного

вещества. Впервые на нее указали в 40-х гг. прошлого столетия О. Ю. Шмидт и Ф. Хойл. Величина выделившейся при этом энергии (ее иногда называют первичной) оценивается в 23 • 1031 Дж. Этого хватило на то, чтобы расплавить Землю полностью.
2. Вклад радиоактивного распада в тепловой режим оценивается по-разному. За первые 200 млн лет существования Земли распались короткоживущие изотопы, такие как 2ВА1, 10Ве, 60Fe, 36C1 с периодом полураспада 106-107 лет. Уменьшилось количество долгоживущих изотопов, таких как 87Rb, 115In, u8Sm, 235U, 238U, 232Th, 40K. Последние три изотопа дают и по настоящее время весомый вклад в тепловой режим Земли. Общее количество радиогенной энергии составило (0,4-2,0) 1031 Дж. Выделение радиогенного тепла спровоцировало гравитационную дифференциацию вещества Земли и привело к формированию ядра, мантии, земной коры.
Процесс образования ядра Земли, при котором выделилось (1,45-4,6) • 1031 Дж.
4. Оценки энергии приливного трения дают значения (0,3-0,4) х х 1031 Дж.

В настоящее время основными теплогенерирующими процессами внутри литосферы (земная кора и надастеносферная мантия (см. параграф 4.1)) в порядке убывания являются: радиоактивный распад, экзотермические реакции, фазовые переходы (плавление, кристаллизация) и фрикционное тепло (выделяется при трении в результате тектонических движений). За счет этих процессов генерируется 40-45 % собственного теплового потока литосферы, остальная часть (55-65 %) поступает из мантии. Для мантии основной источник энергии — гравитационная дифференциация вещества.

гидросферой и атмосферой
Земная кора - внешняя твёрдая оболочка Земли
Мантия включает верхнюю и

нижнюю части с переходным слоем на глубине 410-660 км
Жесткая часть верхней мантии вместе с корой составляет литосферу. Подвижная подлитосферная часть верхней мантии образует астеносферу
Земля характеризуется меняющимся во времени и пространстве тепловым потоком