Химический и минеральный состав недр Земли.

Определение химического и минерального состава геосфер Земли представляет собой очень сложную задачу, которая во многом может быть решена лишь весьма приблизительно, основываясь на косвенных данных. Прямые определения возможны только в пределах земной коры, горные породы которой неоднородны по своему составу и сильно различаются в разных местах. Средний химический состав горных пород земной коры приведен в таблице 2 по данным А.А.Ярошевского, где четко видна разница в составе между континентальной и океанической корой, которая носит принципиальный характер. Верхний слой континентальной коры состоит из гранитов и метаморфических пород, которые обнажаются на кристаллических щитах древних платформ. Нижний слой коры практически нигде не вскрыт, но в его составе должны преобладать основные породы – базиты, как магматические, так и метаморфические. Об этом свидетельствуют геофизические и экспериментальные данные. Тем не менее, приведенный выше средний состав земной коры, может быть отнесен только к верхней части земной коры, тогда как состав нижней коры все еще остается областью догадок.

Горные породы, слагающие континентальную кору, несмотря на свое разнообразие, представлены несколькими главными типами. Среди осадочных пород преобладают песчаники и глинистые сланцы (до 80%), среди метаморфических – гнейсы и кристаллические сланцы, а среди магматических – граниты и базальты. Следует подчеркнуть, что средние составы песчаников и глинистых сланцев близки к средним составам гранитов и базальтов, что свидетельствует о происхождении первых за счет выветривания и разрушения вторых.

В океанической коре по массе абсолютно преобладают базальты (около 98%), в то время как осадочные породы самого верхнего слоя имеют очень небольшую мощность. Самыми распространенными минералами земной коры являются полевые шпаты, кварц, слюды, глинистые минералы, образовавшиеся за счет выветривания полевых шпатов. Подчиненное значение имеют пироксены и роговые обманки. Состав верхней и нижней мантии может быть определен только предположительно, основываясь на геофизических и экспериментальных данных. Верхняя мантия, ниже границы Мохоровичича с наибольшей долей вероятности сложена ультраосновными породами, обогащенными Fe и М g, но в тоже время обеденными кремнеземом. Не исключено, что среди пород верхней мантии много эклогитов, которые образуются при высоких давлениях, о чем свидетельствует появление в них минерала граната, устойчивого при том давлении, которое существует в верхней мантии.

Основными минералами вещества верхней мантии являются оливин и пироксены. По мере увеличения глубины, твердое вещество мантии скачкообразно, на границах, устанавливаемых сейсмическим методом, претерпевает структурные преобразования, сменяясь все более плотными модификациями минералов и при этом не происходит изменение химического состава вещества.

Химический и минеральный состав ядра предполагается на основании расчетных давлений, около 1,5 Мбар, существующих глубже 5120 км. В таких условиях наиболее вероятно существование вещества, состоящего из Fe с 10% Ni и некоторой примеси серы во внешнем ядре, которая образует с железом минерал троилит. Как полагает А.А.Ярошевский, именно эта легкоплавкая эвтектическая смесь обеспечивает стабильность жидкого внешнего ядра, выше которого находится твердая силикатная мантия.

Таким образом, Земля оказывается расслоенной на металлическое ядро и твердую силикатную мантию и кору, что обуславливается различной плотностью и температурой плавления,т.е. различиями физических свойств вещества мантии и ядра согласно представлениям А.А. Ярошевского. Эти различия могли сформироваться еще на стадии гетерогенной аккреции планеты.

Земная кора – тонкая оболочка нашей планеты, обогащена легкоплавкими соединениями, образовавшимися при плавлении мантийного вещества. Поэтому магматизм, во всех его проявлениях, и является тем главным механизмом, обеспечивающим формирование легкоплавкой фракции и ее продвижение во внешнюю зону Земли, т.е. формирование земной коры. Магматические процессы фиксируются с самого раннего геологического времени, породы которого доступны наблюдению, а, следовательно, в это же время началась дегазация мантии, в результате чего были сформированы атмосфера и гидросфера.

Магнитное поле Земли.

Магнитное поле современной Земли характеризуется: склонением D, наклонением I и напряженностью Н, измеряемую в теслах.

Существуют карты линий равных величин магнитных склонений изогон и линий равных магнитных наклонений изоклин. На северном магнитном полюсе наклонение равно +90

О(на южном соответственно -90О). 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 в 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. Геомагнитное поле Земли последние 2,0-3,5 млрд.лет принципиально не изменялось, как это установлено палеомагнитными исследованиями, а это больше половины ее геологической истории. Еще в XV веке было 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 (0,2 % в год) км, смещаются в западном направлении. Западный дрейф обусловлен процессами, связанными с генерацией магнитного поля Земли.

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 и, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состави разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли с точкой 6371 км располагается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т.к. она не пропускает поперечные сейсмические волны. Внутреннее ядро железо - никелевого состава, как и силикатная мантия, слагаются твердым веществом. 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=(H2β gδT)/(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 или равно единице, конвекции не происходит. Если Rа > 1, конвекция существует.

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 = 13000 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 А.Е.) примерно 6 нТл (6 гамм).

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

Можно уверенно полагать, 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.

Модель однодискового динамо, генерирующего магнитное поле, имеет весьма существенный недостаток. Магнитное поле этого типа не способно к обращению, т.е. изменению знака полярности, которое играет важнейшую роль в природе. Однако, если в модели взаимодействуют два дисковых динамо, то эта проблема снимается. 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.

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

Магнитные свойства горных пород определяются содержанием и ориентировкой в них минеральных зерен с различными магнитными 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, т.н. 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, то и 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 проведением 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 точках.

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 по величине соответствующую магнитному полю данного конкретного отрезка времени. 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 глубинах в километры, 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 осадочных пород приобретенная намагниченность называется ориентационной, в случае изверженных - 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 приобретенной 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.

Наличие противоположно намагниченных горных пород является следствием не каких- то необычных условий в момент ее образования, а результатом инверсии магнитного поля в данный момент. Обращение полярности геомагнитного поля - важнейшее открытие в палеомагнитологии, позволившее создать новую - 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.

Временные интервалы преобладания какой- либо одной полярности получили название геомагнитных эпох и части из них присвоены имена выдающихся геомагнитологов Брюнесса, Матуямы, Гаусса и Гильберта. В пределах эпох выделяются меньшие по длительности интервалы той или иной полярности, называемые геомагнитными эпизодами. Наиболее эффектно выявление интервалов прямой и обратной полярности геомагнитного поля было проведено для молодых, в геологическом смысле, лавовых потоков в Исландии, Эфиопии и в других местах. Недостаток этих исследований заключается в том, что излияния лав было прерывистым процессом, поэтому вполне возможен пропуск какого - либо магнитного эпизода. Совсем другое дело, если измеряются магнитные свойства горных пород осадочной толщи в океанах при бурении глубоководных скважин, как например, начиная с 1968 г. на специальном буровом судне «Гломар Челенджер», а позднее – «Джойдес Резолюшн». За это время пробурено уже свыше тысячи скважин в разных океанах и некоторые из них углубились в породы морского дна на 1,5 км. Самое главное преимущество изучения магнитных свойств керна скважин (столбика высверленных пород) заключается в непрерывности стратиграфического разреза, когда нет пропуска в слоях и мы уверены в полноте геологической летописи. Анализ магнитных свойств образцов из пород океанского дна позволил составить детальную шкалу инверсий поля вплоть до поздней эпохи юрского периода включительно, т.е. интервала времени в 170 млн. лет, что дало возможность реконструировать магнитное поле Земли за это время.

До рубежа в 570 млн. лет, т.е. для всего фанерозоя такая шкала тоже создана, но она хуже по качеству. Есть шкала и для рифея – венда (1,7-0,57 млрд. лет), однако она еще менее удовлетворительна.

Остаточная намагниченность обнаруживается даже у архейских пород с возрастом 3,4 млрд. лет. Распределение геомагнитных инверсий во времени характеризуется довольно сложной ритмичностью, состоящей как из длительных, так и кратких интервалов обращения знака поля.

Основными результатами палеомагнитных исследований являются:

1. магнитное поле Земли существует, по крайней мере три миллиарда лет и его характеристики всегда были близки к современным, скорее всего, магнитное поле имело дипольный характер;

2. в геологическом прошлом магнитное поле Земли многократно меняло свою полярность, последний раз это произошло около 730 тысяч лет тому назад; смена полярности происходит одновременно по всей поверхности Земли примерно за 10-50 тысяч лет; построена глобальная шкала инверсий на интервал 0-165 млн. лет; построены региональные магнитостратиграфические шкалы инверсий;

3. установлено, что аномальное магнитное поле Земли, в основном, обусловлено намагниченными горными породами;

4. координаты палеомагнитных полюсов, определенные по различным тектоническим блокам для одного и того же момента времени в геологическом прошлом, оказались различными, что свидетельствует о относительных перемещениях блоков;

5. на основании количественных данных о положении древних магнитных полюсов построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;

6. остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд. лет приобреталась в магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в тысячи раз слабее земного;

7. открыты магнитные поля планет: слабые – у Меркурия и Марса, сильные – у Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Перечисленные результаты имеют огромное значение не только для понимания происхождения магнитного поля Земли и его изменений во времени, но и для изучения стратиграфии и тектоники, для навигации, разведки полезных ископаемых, построения моделей эволюции Земли и планет изучения их внутреннего строения и т.д. Палеомагнитология тесно связана с другими областями наук – с физикой (физика твердого тела, физика магнитных явлений, кристаллофизика, магнитная гидродинамика и т.д.), химией (химия ферритов, изучение процессов окисления), геофизикой (внутреннее строение Земли и планет) и, конечно, с другими разделами геологии (кристаллография, петрография, литология, стратиграфия, тектоника).

Тепловое поле Земли.

Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают глубже первых десятков - сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля это огромная тепловая машина, работа которой продолжается более 4 млрд. лет, но теплопроводность Земли крайне мала. Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору может еще даже не достигнуть земной поверхности. Не вся солнечная энергия достигает поверхности Земли и треть ее рассеивается за счет отражения атмосферой. Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т.е. потока теплавозникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр Земли, в среднем равно 59 мВт / м2

или 1,41 ЕТП, где ЕТП «единица теплового потока».

Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс гравитационнной (плотностной) дифференциации, благодаря которому Земля оказалась разделенной на несколько оболочек. 2) Распад радиоактивных элементов. 3) Приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь.

По расчетам В.С.Сафронова в конце протопланетного периода, температура мантии достигала на глубине 500 км +1500° С. Следовательно упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как ее называют, стадии развития планеты, т. е. до рубежа примерно в 3,9 млрд. лет.

Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наиболее существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы планеты, как наиболее плотной части Земли. Источник тепла, связанный с гравитационной или плотностной дифференциацией вещества внутри Земли, функционирует и сейчас, однако, трудно оценить его вклад в общий энергетический баланс, но большинство исследователей склоняется к предположению, что количества тепла от этого источника превышает тепло, выделившееся в процессе распада радиоактивных элементов.

Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий тепловой поток - это твердые приливы, связанные, главным образом с влиянием на Землю ее спутника - Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по поверхности Земли и при этом кинетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть значительным.

Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу, выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что тепло, связанное с этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых ранних этапах жизни планеты в первые 200 млн. лет распались и исчезли короткоживущие изотопы.

В настоящее время свой вклад в тепловой режим Земли дают изотопы U, Th и К. В ядре планеты радиоактивные элементы, по- видимому, отсутствуют и большая их часть сосредоточена в земной коре и в мантии. Существуют расчеты генерации тепла, связанного с распадом радиоактивных элементов. Последние данные, приведенные профессором А.А.Ярошевским, выглядят следующим образом. По 2-ой модели, учитывающей обогащение Земли по сравнению с хондритами труднолетучими элементами.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмотренных источников не оставалась постоянным и изменялась во времени. Земля, как тепловая машина, будет работать еще сотни миллионов лет и ей не грозит " тепловая смерть " даже в отдаленном будущем, т.к. величина суммарных теплопотерь Земли намного ниже, чем общая теплогенерация за всю ее историю.

Глубинное тепловое поле.

Не глубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента. Ввиду того. что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту является геотермическая ступень, т.е. глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1 ° С. Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород, так и с количеством тепла, которое поступает из недр Земли. Тепловой поток оценивается количеством тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 м2 за 1 секунду.

Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100 лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01 ° С. Распределение теплового потока на Земле. В настоящее время проведены тысячи измерений теплового потока (ТП) как на континентах, так и в океанах, причем в последних они начались только в 1950 г. Это позволило охарактеризовать ТП практически всех известных геологических структур Важно подчеркнуть, что в среднем значения ТП на суше и в пределах океанского дна весьма близки и составляют 52-50 мВт / м2. Это сходство тем более удивительно, т.к. геологическое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океанах отсутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верхний гранитно - метаморфический слой земной коры. Следовательно, примерно равный общий ТП должен уравновешиваться под океанами какими- то другими источниками тепла, в частности неглубоким залеганием астеносферы. Близкие значения среднего ТП в океанах и континентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские платформы. Так на Африканской платформе в областях выходов древних архейских (с возрастом более 2,6 млрд.лет) и нижнепротерозойских пород (1,6-2,6 млрд. лет) ТП не превышает 35-55 мВт / м2. Восточно- Европейская такая же древняя платформа имеет среднее значение ТП 46 мВт / м2, а Балтийский и Украинский щиты - 36 мВт / м2. В Кольской сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите недалеко от г.Мурманска, с глубиной отмечается лишь незначительное увеличение ТП с 36-40 мВт / м2 в интервале глубин от 0 до 7 км и до 48-52 мВт / м2 на глубинах от -7 до -12 км. Более высокими значениями ТП до 80-90 мВт / м2 отличаются эпипалеозойские молодые плиты - Западно- Сибирская, Скифская, Туранская и другие. На этом фоне резкими контрастными и повышенными аномалиями ТП выделяются континентальные рифты типа Байкальского, Восточно- Африканских, Рейнского, Шаньси в Китае и др. Так, в Байкальском рифте максимальный тепловой поток составляет 165 мВт / м2. Все это молодые, продолжающие активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии.

Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско- Средиземноморском складчатом поясе, сформировавшимся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько млн. лет тому назад в результате столкновения крупных Евразиатской и Африкано- Аравийской литосферных плит. Тирренское, Альборанское, Эгейское моря отличаются особо высоким ТП до 400-515 мВт / м2. Повышеным ТП до 80-120 мВт / м2 характеризуются отмеченные выше Альпийские горные цепи и особенно районы молодого и современного вулканизма в Липарской и Кикладской островных дугах, в Западной Анатолии, Армении и др. В то же время впадины Черного, Левантинского, Ионического морей с рыхлыми неконсолидированными осадками мощностью до 15 км имеют невысокие значения ТП, не превышающие 20-30 мВт / м2.

Таким образом, на континентах выявляется отчетливая закономерность: чем моложе геологическая структура, тем выше средний ТП.

В океанах количество измерений превышает ТП 4500, причем, благодаря скважинам глубоководного бурения ТП определяется не только в осадках - идеальном месте для измерений, но и в коренных породах 2-го базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котловины характеризуются однородным ТП в 35-56 мВт / м2, но даже на этом фоне океанское дно с относительно более древним возрастом коры имеет и несколько пониженный ТП. Иными словами, закономерность такая же, как и на континентах. Однако, срединно- океанские хребты с рифтовыми долинами и островами типа Исландии, имеют аномально высокие значения ТП - 400-600 мВт / м2, достигающие

местами " ураганных " значений до 1500 мВт / м2, например, в Калифорнийском или Красноморском рифтах. Центральная часть Исландии, обладает ТП от 140 мВт / м2 до 430 мВт / м2. Именно в таких зонах и осуществляется энергичный вынос тепла путем разгрузки гидротерм и извержения вулканов, причины возникновения которых заключаются в образовании магматических очагов в верхней мантии на глубинах до 150 км.

Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками т.н. мантийных плюмов или горячих точек, примером которых могут быть Гавайские острова с активными вулканами. И горячие точки, и срединные океанические хребты с рифтами - это места современной высокой тепловой активности. Именно здесь происходят наиболее значительные теплопотери.