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.