Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Для нахождения этой энергии необходимо учитывать, что концентрация радиоактивных элементов в мантии со временем уменьшалась не только за счет распада, но и благодаря их подвижности и переходу в континентальную кору.
На рис. 8.10 и 8.11 приведены графики скорости выделения и величины радиогенной энергии в Земле и мантии в разные геологические эпохи [122]. Как видно из этих графиков, интенсивность радиогенного энерговыделения в мантии резко падала, особенно в архее, и в настоящее время такое энерговыделение не превышает 0,35-102 эрг/с, т.е. составляет всего 5% от начального уровня и 8% от суммарных теплопотерь современной Земли. За все время в Земле выделилось около 4,27-1037 эрг радиогенной энергии, причем в катархее за первые 600 млн лет, т.е. до начала геологического развития Земли, выделилось приблизительно 1,13-10'7 эрг. За весь архей с 4-109 до 2,6Т09лет назад в Земле выделилось примерно 1,65-1037эрг радиогенной энергии, из этого количества в мантии - 1,24-1037 эрг, и в коре - 0,41 -1037 эрг. За остальное время геологического развития нашей планеты, то есть за
2,6-109 лет в земной мантии выделилось только 0,61 ¦ 1037 эрг, или 14% радиогенной энергии (рис. 8.11).
Таким образом, приведенные выше оценки показывают, что вклад радиоактивных элементов в
энергетические источники, питающие собой тектоническую активность Земли, оказался значительно более скромным, но тем не менее все же заметным (см. табл. 8.2) [121].
- а , „20
? ,10 эрг/с
\
¦ ¦ _
-4 -3 -2 -1 1 2 t
Время, 1 0 лет
Рис. 8.10. Скорость выделения радиогенной энергии ?q - в Земле; - в коивектирующей мантии; ?^к - в континентальной коре, по [122]
37
ед110 эрг
g
Время,10 лет
Рис. 8.11. Выделение радиогенной энергии: / - в Земле; 2 - в мантии, по [122]
8.2.3. Энергетический баланс Земли
Распад радиоактивных элементов и приливные взаимодействия с Луной позволяют в рамках принятой модели непосредственно определить их вклад в энергетику Земли как по интегральной характеристике - суммарной выделившейся энергии, так и по скорости ее генерации в течение всей истории развития Земли. В отношении третьего наиболее мощного, источника эндогенной энергии -процесса гравитационной дифференциации земного вещества - оказывается возможным непосредст-
венно определить только его интегральную характеристику, т.е. суммарную тепловую энергию, выделившуюся за все время формирования современного земного ядра. Для нахождения дифференциальных характеристик этого процесса предварительно необходимо проанализировать энергетический баланс современной Земли.
Уравнение энергетического баланса Земли можно записать в виде [88]:
¦ея7-+еЛ+е,
¦б,
(8.3)
где Ет - скорость изменения теплозапаса Земли;
'Кт
скорость теплогенерации за счет гравитаци-
онной дифференциации Земли; Ед - скорость выделения радиогенной энергии; ?,- скорость диссипации приливной энергии в “твердой” Земле; Q -суммарный тепловой поток через земную поверхность (скорость теплопотерь Земли). В случае теплового равновесия Ёт~ 0, при разогреве ?г>0, а при ее остывании Ёт<0.
По геологическим данным, известно, что в конце архея из мантии перестали выплавляться высокотемпературные ультраосновные коматиитовые лавы и в последующие эпохи генерировались только базальты примерно современных типов [32]. Сравнительно узкий температурный диапазон выплавки однотипных базальтов (около100°С по Г.Йодеру и К.Тилли [61]) позволил сделать предположение, что с раннего протерозоя (примерно с возраста 2 млрд лет) и до наших дней температура мантии снизилась не более, чем на 100°, а сама Земля приблизилась к тепловому равновесию
Ёт~ 0.
Если на этом основании для современной Земли предположить Ет~ 0, то
JsT
Q-
(8.4)
но, лишенных гидротермальной циркуляции), с их теоретическими значениями позволило получить зависимость удельного теплового потока q от возраста t океаническою дна [29]:
13,2 ft '
(8.5)
•10 6 кал/см2-с.
Поэтому прежде, чем находить скорость высвобождения гравитационной энергии и перехода ее в тепло, необходимо определить современные теплопотери Земли q . К настоящему времени накопилось более 10 000 экспериментальных определений теплового потока, измеренных в разных точках земной поверхности. Однако выводить из них среднее значение потока и по нему определять суммарный поток q для всей Земли представляется некорректным.
Современные теплопотери Земли можно определить только полуэмпирическим - полутеорети-ческим метбдом, поскольку экспериментально определять конвективный вынос тепла из океанической коры циркулирующими в ней океаническими водами (а такой вынос может составлять до 30% от суммарных теплопотерь Земли) очень трудно [116, 134]. Сравнение экспериментальных измерений теплового потока на участках океанического дна, полностью засыпанных осадками (и, следователь-
