Вспомним, что Эратосфен уже определил приблизительный размер Земли. Он измерял угол между Солнцем и зенитом, чтобы измерить разность широт между Александрией и Сиеной, удаленной на известное расстояние к югу. Для увеличения точности измерения лучше использовать особенные звезды — близкие к зениту, измеряя их угловое расстояние от вертикали, когда они пересекают небесный меридиан.

Французский астроном Жан Пикар (1620 1682) стал первым, кто провел такие измерения, используя телескоп, оснащенный только что изобретенным нитяным микрометром. При измерении зенитных расстояний его точность достигала 5″. Поэтому, он смог измерить окружность Земли с точностью около 50 км.
Кроме того, стало возможным исследовать, является ли форма Земли точно сферической. С одной стороны, Христиан Гюйгенс и Исаак Ньютон теоретически пришли к выводу, что суточное вращение Земли вокруг оси должно вызывать у нее небольшую приплюснутость у полюсов и раздутость у экватора. С другой стороны, Жак Кассини (1677 1756) провел измерения длины дуги в разных областях Франции и определил, что полярный радиус Земли немного длиннее, чем радиус у экватора, что противоречило выводам Гюйгенса и Ньютона.

Однако он измерял слишком короткие дуги меридианов (о°). Чтобы разгадать загадку формы Земли раз и навсегда, Парижская академия в 1730х годах организовала две экспедиции. Одну отправили на юг, к экватору в Перу, а другую на север, в Лапландию. Измерения ясно показали, что дуга в 1° на севере длиннее, чем у экватора, как и должно быть у сплюснутой Земли. Современные измерения с использованием спутников дают следующие значения размеров сфероида, наиболее подходящего для описания формы Земли:
Радиус у экватора = 6378 км
Радиус на полюсе = 6357 км.

Мантию можно подразделить на три главные сейсмические области, которые в целом концентричны с земной поверхностью; верхнюю мантию, переходную зону (с аномальными градиентами скоростей) и нижнюю мантию. Значения плотностей для этих областей показаны на рисунке. Для верхних 400 км мантии характерны весьма низкие плотностные градиенты, а в переходной зоне имеются участки резкого возрастания плотности; глубже 1050 км находится обширная зона низких градиентов плотности, распространяющаяся почти до границы ядра (на глубине 2885 км), за исключением, возможно, еще одной переходной зоны непосредственно в подошве мантии.

Минеральный и химический составы мантии известны далеко не так хорошо, как плотность

Минеральный и химический составы мантии известны далеко не так хорошо, как плотность, но некоторые сведения можно получить из ограничений, налагаемых физическими характеристиками, из данных по метеоритам и из геологических материалов.

1. Физические ограничения используются для того, чтобы определить, какие типы горных пород могут существовать на глубине. Кроме плотности, необходимо учитывать тесно связанный с ней параметр — литостатическое давление (т.е. давление, производимое весом вышележащих пород). Для суждения о проблемах, связанных с плавлением и конвекцией, важна также температура. Если известны давление и температура внутри мантии, а значит, и связанные с ними значения плотности, можно поставить на образцах предположительно мантийных пород физические эксперименты с тем, чтобы определить, насколько представительны эти породы для мантии. В последующем тексте упоминаются различные предположения о возможном составе вещества глубокой мантии, причем плотность дается по измерениям в поверхностных условиях (плотность при «нулевом» давлении).
2. Данные по метеоритам позволяют проверить предположения о возможных составах вещества. Исходя из хондритовой модели Земли, первоначальную мантию Земли можно уподобить силикатным фазам хондритов. В совокупности с теорией распределения элементов по их электронным свойствам  это накладывает дополнительные ограничения на валовой состав и на характер изменения состава с глубиной.
3. Геологические материалы, определенно касающиеся мантии, имеют ключевое значение. Среди мантийных пород, которые можно найти на земной поверхности, главную роль играют продукты плавления — вулканические базальты — и содержащиеся в них включения (ксенолиты, обломки) предположительно мантийного материала. Связь между возможным составом мантии и продуктами ее плавления устанавливается методами экспериментальной петрологии, позволяющими воспроизвести температуры и давления, характерные по меньшей мере для верхних 600 км мантии. Глубина источников базальтов вполне укладывается в этот интервал, как это можно установить по землетрясениям, связанным с вулканическими извержениями

Еще один вид сведений геологического характера дает изучение кимберлитовых трубок

Еще один вид сведений геологического характера дает изучение кимберлитовых трубок, уходящих на мантийные глубины, и офиолитов, включающих в себя породы как океанической коры, так и верхней мантии, выведенные на поверхность в результате надвиговых движений.

Офиолиты имеют настолько важное значение, что совершенно невозможно рассматривать состав мантии в отрыве от океанической коры. Конечно, о верхних оболочках Земли сведений несравненно больше, чем о нижних частях мантии: здесь играют свою роль и доступность для отбора образцов, и возможность проведения эксперимента.Здесь мы рассмотрим указанные три плотностные зоны, что послужит вступлением к описанию особенностей динамики коры и мантии, а также характера их эволюции.

Верхняя мантия: эклогит или перидотит? Предварительная модель. Один из подходов к изучению состава мантии — задаться вопросом, из какого вещества могут образоваться базальты, слагающие почти всю океаническую кору и чрезвычайно широко распространенные на суше. Поиски такого исходного вещества легко сводятся к выбору между двумя типами пород: между перидотитами и эклогитами.

1. «Перидотит»-собирательное название обширной группы ультраосновных пород, в типичный состав которых входит около 80% оливина и 20% пироксена. Перидотиты встречаются в виде тектонических линз в некоторых молодых горноскладчатых поясах, на определенных океанических островах (главным образом как включения в базальтах) и в алмазоносных кимберлитовых трубках древних континентальных областей, таких, как Южная Африка и Западная Австралия. Кимберлитовые трубки, образовавшиеся в результате вулканических взрывов с выбросом твердого материала и газов, содержат включения богатого гранатами перидотита, некоторое количество эклогита (см. ниже) и нередко алмазы, причем все это заключено в тонкозернистом цементе, в котором преобладают слюдистые минералы.
2. Эклогит — метаморфическая порода, образующаяся в условиях высоких давлений и низких температур. По химическому составу эклогиты близки к базальтам. В минералогическом отношении эклогиты содержат примерно равные части глиноземистого (т.е. обогащенного алюминием) пироксена и плотного минерала — граната. Эклогиты (как и перидотиты) встречаются в молодых горных поясах, таких, как Альпы и Гималаи, и считаются метаморфизованными базальтами:

плагиоклазовый полевой шпат + пироксен + оливин базальт
гранат + глиноземистый пироксен + кварц. эклогит

Главное различие между эклогитом и перидотитом в мантии земли

Главное различие между эклогитом и перидотитом состоит в том, что эклогит содержит больше граната, тогда как в перидотите преобладает оливин; кроме того, эклогит содержит больше пироксенов и более обогащен кремнеземом.
В обоих случаях интересно рассмотреть природу границы между корой и мантией- сейсмического раздела Мохоровичича (М). Над этой границей океаническая кора имеет базальтовый состав, а континентальная кора резко отличается от нее химически и минералогически (в ней преобладают тоналиты и гранулиты.

Если (в соответствии с преобразованием  верхняя мантия имеет эклогитовый состав, то океанический раздел М представляет собой фазовый переход от низкотемпературной к высокотемпературной форме одного и того же базальтового состава. Наоборот, для перидотитовой верхней мантии океанический раздел М отражает изменение состава: от базальтовой, основной коры к перидотитовой, ультраосновной верхней мантии. В обоих случаях континентальный раздел М должен отражать изменение состава.
Подвергнув образцы горных пород испытаниям при соответствующих условиях давления и температуры, исследователи установили, что представление о фазовом переходе не согласуется с наблюдаемыми глубинами океанического раздела М. Чтобы оценить значение этих экспериментальных данных, надо иметь в виду, что фазовый переход должен был бы осуществляться при определенном давлении, а значит, на некоторой постоянной глубине, если бы он не был связан с разными значениями температурного градиента. Более высокие температуры, как правило, вызывают расширение и поэтому благоприятствуют существованию базальта с его низкой плотностью, тогда как более низкие температуры благоприятны для более плотного эклогита, если имеется необходимое давление.

Каковы же условия давления и температуры у раздела Мохоровичича и в верхней мантии?

Давление Р изменяется в зависимости от глубины плотности вышележащего материала. Если для простоты мы примем, что верхние несколько сотен километров Земли имеют среднюю плотность 3300 кг/м3, то получим
Р = 3,3 • 107hН/м2,
где глубина h выражена в километрах. Или же, пользуясь единицами, более привычными в геологии, можно написать:
Р = 0,33ft кбар.
Температурный градиент зависит от нескольких факторов, таких, как удельная тепло- генерация пород, их коэффициент теплопроводности и тип теплопереноса-конвекция или теплопроводность. Приповерхностные породы коры сравнительно более жесткие, чем более глубинные мантийные материалы, поэтому теплоперенос путем конвекции в них затруднен. Кроме того, в них содержится больше источников радиогенного тепла, чем в любых постулируемых мантийных породах; поэтому для коры характерны наиболее высокие температурные градиенты.

Значения температурных градиентов для неглубоко залегающих пород

Значения температурных градиентов для неглубоко залегающих пород (измеренные в буровых скважинах) лежат, как установлено, между 20 и 40°С/км, но такие значения нельзя экстраполировать на все 2900 км мантии. Помимо низкой теплогенерации мантийных пород и их пластических свойств мы знаем, что разумный предел для температуры внешнего ядра составляет около 4000°С . В глубокой мантии температурный градиент должен уменьшаться до уровня адиабатического градиента, т.е. примерно до 0,3°С/км. Такие криволинейные геотермы включают участки крутых градиентов в жестком, сильно сверхадиабатическом проводящем слое (кора и самые верхи мантии) и более пологие градиенты в слабо сверхадиабатическом, конвектирующем слое, расположенном ниже.
Помимо этих-ярко выраженных особенностей имеются также менее заметные различия между температурными градиентами в приповерхностных океанических и континентальных областях. Это связано с почти одинаковыми значениями равновесного океанического и континентального теплового потока. Поскольку известные континентальные породы характеризуются значительно более высокой теплогенерацией, чем большинство океанических пород, постулируется, что температуры в верхней мантии под океанами должны быть выше, чем под континентами.

Теперь мы можем вернуться к экспериментальным данным, касающимся фазового перехода базальт-эклогит. Точное положение этой границы с уверенностью не установлено, но чем выше температура на глубине, тем глубже осуществляется фазовый переход. Поэтому в районах с высоким геотермическим градиентом раздел М в случае эклогитовой верхней мантии будет глубже, чем в районах с более низким градиентом, таких, как континенты (точка А). Никакой корреляции такого рода междугеотермическим градиентом и глубиной сейсмического раздела Мохоровичича не обнаружено; кроме того, известно, что для появления эклогита необходимы более высокие давления, чем те, которые возможны у океанического раздела М. И последний «гвоздь в гроб» эклогитовой модели-необходимость 100%-ного плавления для получения химически идентичной базальтовой магмы. Полностью жидкий слой должен был бы совершенно гасить S-волны, чего в действительности не происходит. Наблюдаемое слабое затухание соответствует только небольшому (несколько процентов) частичному плавлению, поэтому оно свидетельствует в пользу перидотитовой модели. Таким образом, то обстоятельство, что эклогит по составу очень близок к базальту, отнюдь не означает, что он является исходным материалом для базальта; наоборот, это полностью исключает такую возможность!

Мантия земли видео

//www.youtube.com/watch?v=n8Aium99X7Q

Теперь мы изложим вкратце принятые в настоящее время представления о составе, состоянии и эволюции ядра земли. Чтобы ядро образовалось, Земля должна была потерять кислород и стать химически восстановленной относительно хондритов, так что железо вместе с другими халькофильными и сидерофильными элементами оказалось способным обособиться в центральной зоне высокой плотности внутри Земли.

Достигнуто согласие в вопросе о том, что значительная часть ядра образовалась на ранней стадии истории Земли, хотя до сих пор ведутся споры о продолжительности этого процесса. Первоначально ядро земли представляло собой, вероятно, полностью расплавленную смесь, состоявшую главным образом из железа, никеля и серы. Если планета Земля имеет «хондритовое» содержание никеля (около 1%) и серы (около 8%), то в ядре, в результате активного разделения элементов при его образовании, должно быть около 3% никеля и 24% серы. Но, по данным Аренса , в ядре земли содержится только 9-12% серы, т.е. половина той доли, которая должна быть в Земле, если она имеет состав хондритов С1. Остальное находится в коре и мантии земли или было потеряно во время аккреции. Поэтому вероятный валовой состав ядра при его образовании был следующим: 86% железа, 11% серы и 3% никеля, со следами других сидерофильных и халькофильных элементов, включая, возможно, 0,1% калия. Следует заметить, что в большинстве железных метеоритов содержание серы значительно ниже, обычно около 4,5%; тем не менее одним из распространенных минералов в этих метеоритах является троилит. (Для этих метеоритов характерно очень непродолжительное развитие в условиях высоких температур, и, возможно, для полного разделения на ядро и мантию времени не было.)

Если земное ядро начало свое существование в виде расплавленной смеси Fe-Ni-S, то его температура должна была превышать 4000°С

Если земное ядро начало свое существование в виде расплавленной смеси Fe-Ni-S, то его температура должна была превышать 4000°С . Однако вследствие непрерывной потери энергии оно остывало, чему способствовала главным образом теплопроводность мантии. На некоторой стадии процесс охлаждения должен был оказаться эффективнее, чем процесс нагревания внутренними источниками тепла планеты, так как началось образование внутреннего ядра путем кристаллизации железо-никелевого сплава. Относительно того, происходит ли и теперь существенное остывание ядра (что означало бы продолжающийся рост внутреннего ядра и существование гравитационной конвекции) или же внутреннее ядро имеет уже почти стабильные размеры, а во внешнем ядре преобладает тепловая конвекция, питаемая энергией радиоактивности, мнения расходятся.

Внутреннее ядро планеты составляет в настоящее время 1,7% массы Земли

Внутреннее ядро планеты составляет в настоящее время 1,7% массы Земли, и если оно содержит около 20% никеля, то в современном составе внешнего ядра оказывается около 86% железа, 12% серы и 2% никеля. Хотя этот состав, включающий 33% FeS, близок к эвтектике, до его превращения в настоящую эвтектику может идти дальнейшая кристаллизация, а температура у границы ядра с мантией все еще, вероятно, значительно выше температуры эвтектики (самая близкая оценка, для 33% FeS у границы ядра и мантии земли составляет около 3200°С). Это означает, что можно предвидеть дальнейший рост внутреннего ядра, пока его масса не достигнет 10% массы Земли (около трети массы ядра). На этой стадии внутреннее ядро будет состоять в основном из почта чистого железа и включать весь имеющийся никель, а во внешнем ядре останется настоящая эвтектическая смесь, которая, остыв до температуры 1800°С, будет кристаллизоваться, в результате чего ядро планеты перейдет в твердое состояние.

Чистое железо плавится при 1539°С, а чистый FeS-при 1230°С, любой промежуточный состав между этими двумя экстремумами испытывает частичное плавление, начиная с гораздо более низкой температуры (998°С). Это обусловлено тем, что в системе Fe-FeS присутствует эвтектическая смесь, или эвтектика,

содержащая 75%-ный FeS (что соответствует 27% серы), которая и образует первый расплав. Смесь, целиком отвечающая составу эвтектики, при 998°С оказывается в полностью расплавленном состоянии. Но в смеси любого другого состава количество расплава растет с повышением температуры вплоть до полного плавления при температуре, соответствующей ординате кривой на рис.  Например, смесь, состоящая на 20% из FeS и на 80% из Fe, начинает плавиться при 998°С и оказывается полностью расплавленной примерно при 1420°С. Очевидно, присутствие серы значительно понижает точку плавления чистого железа. Поэтому среди различных вариантов смеси железа и серы во внешнем ядре можно выбрать такую смесь, которая имеет достаточно низкую температуру плавления, что позволяет объяснить разные температуры плавления внутреннего и внешнего ядра, как это показано Наоборот, железо-кремниевые и железо-никелевые смеси не образуют подобной эвтектики с низкой температурой плавления. Таким образом, внутреннее ядро представляет собой кристаллизующийся при высокой температуре сплав, что и объясняет его твердое состояние.

Условия плавления систем для земного ядра

Чтобы выяснить условия плавления систем Fe-FeS при давлениях, характерных для земного ядра, были проведены эксперименты  со смесями Fe-Ni-S при давлениях до 100 кбар, а установленные при этом тенденции были экстраполированы на еще более высокие давления. Некоторые из полученных результатов показаны на рис.   интервал между температурами плавления чистого железа и эвтектики с глубиной возрастает. Следовательно, во время образования ядра  эвтектический расплав мог пройти через мантию быстрее, чем чистое железо, так как для того, чтобы в мантии эвтектика оставалась жидкой, там не нужен был высокий температурный градиент. Поскольку температура с глубиной, вероятно, повышалась, возможно, из-за гравитационной энергии, высвобождавшейся при опускании расплава, эвтектика могла «промывать» твердое вещество мантии, вынося из него сульфид железа.

С другой стороны, точка плавления чистого железа только немного ниже, чем у большинства силикатов, и если только на ранних стадиях температуры были не слишком велики и не вызвали почти полного плавления всей Земли, опускавшееся расплавленное железо должно было в общем случае застывать. Таким образом, опускание близкого к эвтектике расплава FeS через полупроницаемые твердые мантийные силикаты создавало механизм образования ядра, соответствующий модели однородной аккреции.

Но состоит ли внешнее ядро на самом деле из эвтектической смеси?

Но состоит ли внешнее ядро на самом деле из эвтектической смеси? Уссельман  показал, что с повышением давления количество серы в эвтектической смеси убывает. По его оценке, содержание серы в составе эвтектики у границы ядра и мантии равняется 17,5% и уменьшается к границе внешнего и внутреннего ядра до 15% (от 48 до 41% FeS). Уссельман также пришел к выводу, что несколько процентов никеля во внешнем ядре мало повлияют на полученные оценки температуры. Поэтому такая эвтектика содержит только немногим больше 9-12% серы, как это предполагалось исходя из данных о плотности (12% S эквивалентны 33% FeS). Условия плавления смесей Fe-FeS при давлениях, соответствующих границе ядра и мантии,   где видно повышение температуры плавления и уменьшение содержания серы в эвтектике. Пределы температур в ядре   учитывая крайние члены ряда возможных составов. Принимая, что внешнее ядро имеет состав эвтектики, получаем, что минимальная возможная температура составляет у границы ядра и мантии 1800°С и возрастает по направлению к границе внешнего и внутреннего ядра до 2100°С. Кривая плавления для чистого железа дает максимальные значения возможных температур у кровли и подошвы внешнего ядра, равные 3900 и 4400°С соответственно. При более высоких температурах внутреннее ядро должно было бы расплавиться. (Джейкобе   перечисляет 16 независимо полученных значений температуры плавления железа в условиях давлений у границы ядра и мантии. Полный диапазон этих оценок-от 2340 до 4800°С, со средним значением 3750°С, что очень близко к значению, полученному Уссельманом.)

Гравитационные силы могут вызвать перемещения в ядре земли двумя разными способами. Во-первых, вращающий момент, создаваемый Луной, которая притягивает экваториальное вздутие Земли , перемешивает жидкое вещество внешнего ядра. Однако энергия, получающаяся от такого прецессионного вращения, составит лишь около 107 Вт, что недостаточно для генерации магнитного поля.

Второй гравитационный механизм

Второй гравитационный механизм связан с силами, которые действуют исключительно внутри ядра земли, и в настоящее время этому механизму отдается предпочтение. Как и ранее изложенная теория высвобождения скрытой теплоты, этот механизм имеет в своей основе последовательный, на протяжении всей истории магнитного поля, рост твердого внутреннего ядра при остывании и кристаллизации сравнительно плотного сплава во внешнем ядре земли. Утверждается, что затвердевающий и оседающий на поверхность внутреннего ядра материал богаче никелем, чем внешнее ядро в среднем. Это возможно только в том случае, если за пределами внутреннего ядра остается слой, обедненный никелем. Поскольку такой слой имеет меньшую плотность, чем остальная часть внутреннего ядра, он оказывается гравитационно неустойчивым и стремится подняться, что вызывает конвективную циркуляцию. Твердый железо-никелевый материал, кристаллизующийся во внешнем ядре, имеет большую плотность по сравнению с остающимся веществом и поэтому оседает на внутреннее ядро. Совокупность этих процессов известна как гравитационная конвекция.
Детальные оценки вероятной разности плотностей между твердым материалом и плавучим жидким веществом  заключены в интервале 500-2500 кг/м3. Лопер подсчитал, что при росте твердого внутреннего ядра из полностью жидкого ядра должно было выделиться этим способом 5-1028 Дж. Допуская, что выделение тепла в течение всей истории Земли было равномерным, получаем постоянную мощность 3,6 1011 Вт. Но большинство специалистов-теоретиков считают, что в настоящее время внутреннее ядро кристаллизуется медленнее, чем раньше. Если даже это так, то энергии, которую дает гравитационная конвекция, должно быть достаточно, чтобы обеспечить существование магнитного поля (для этого требуется 109—1011 Вт). Эффективность (к.п.д.) этого процесса, очевидно, высока, так как непосредственным его результатом является перенос материала.
Образование и рост внутреннего ядра земли описанным путем приводят также к высвобождению скрытой тепловой энергии; кроме того, тепло выделяется при прохождении электрических токов через вещество ядра вследствие его омического сопротивлени. Оба способа нагревания способствуют развитию гравитационной конвекции, увеличивая тепловую составляющую и тем самым поддерживая высокий коэффициент полезного действия этого процесса (почти 100%).

Два вероятных механизма генерации магнитного поля Земли

Итак, на сегодняшний день имеются два вероятных механизма генерации магнитного поля Земли. Первый из них-распад радиоактивного 40К, в результате чего может возникнуть тепловая конвекция, но из-за низкой эффективности этого процесса требуется сравнительно много 40К, что должно препятствовать остыванию ядра и, значит, существенному росту внутреннего ядра земли. С другой стороны, рост внутреннего ядра в процессе медленного остывания возбуждает гораздо более эффективную гравитационную конвекцию, для развития которой не требуется, чтобы температурный градиент был адиабатическим. Однако, учитывая выделение тепла в результате кристаллизации внутреннего ядра земли, под действием электрических токов и т.д., можно думать, что температурный градиент все-таки, вероятно, близок к адиабатическому, даже если конвекция вызывается в первую очередь гравитационными процессами.

Прежде всего рассмотрим тепловую конвекцию, возникающую либо вследствие радиоактивного распада, либо в связи с выделением
скрытой теплоты при затвердении и росте внутреннего ядра. Эта форма энергии, по всей видимости, достаточна для поддержания температурного градиента не ниже адиабатического, так что тепловая конвекция может иметь место.

Единственный долгоживущий радиоактивный изотоп, который способен дать требуемую энергию и может существовать в ядре,-это 40К. Все щелочные металлы (К, Rb, Cs и др.) образуют при низких давлениях крупные атомы, и поэтому они, казалось бы, должны проявлять литофильные тенденции и концентрироваться в коре , но и теоретические термодинамические представления  и экспериментальные данные  указывают на то, что единственный внешний s-электрон может переходить при высоких давлениях в более низкую d-оболочку, придавая этим элементам халькофильные свойства. Это означает, что они могут содержаться в главной сульфидной зоне Земли, т. е. во внешнем ядре. (По случайному совпадению, эта идея получает подтверждение в том, что в метеоритах обнаружен минерал джерфишеритсульфид калия.)

Калий относится к литофильной группе элементов Земли

Допустив, что калий относится к литофильной группе элементов Земли, мы пришли  к заключению, что в состав Земли входит втрое меньше щелочных металлов, чем в состав хондритов. Если бы весь «недостающий» 40 К (период полураспада 1300 млн. лет) был сосредоточен во внешнем ядре, то там выделялось бы около 1013 Вт тепла, т.е. как будто бы вполне достаточно, чтобы привести геомагнитное динамо в действие. Однако Рингвуд  и другие исследователи настаивают на том, что Земля потеряла калий (по сравнению с хондритами) и что в ядре могут быть только его следы. Чтобы выделилось 1011 Вт тепла, во внешнем ядре должно содержаться 5 млн-1 калия, что составляет 1,5% калиевого бюджета хондритовой Земли. Однако это тепло надо еще с почти 100%-ным к.п.д. превратить в механическую энергию, необходимую для поддержания магнитного поля. Как будет показано ниже, это едва ли сколько-нибудь похоже на правду!

Фильм ядро земли:

//www.youtube.com/watch?v=OeQ3-WZGPuk

Изменения ориентировки и напряженности магнитного поля Земли заставляют предположить, что источник этого поля находится в жидком подвижном внешнем ядре. Почти все вещество твердой мантии и внутреннего ядра имеет температуру выше своей точки Кюри, поэтому оно не обладает, очевидно, постоянной намагниченностью. Движения внутри этого вещества также недостаточно интенсивны, чтобы стать причиной наблюдаемых вековых вариаций.

В качестве единственного вероятного возбудителя магнитного поля земли

В качестве единственного вероятного возбудителя магнитного поля остаются только электрические токи во внешнем ядре. Идея состоит в том, что там существуют токовые петли, грубо напоминающие витки провода в соленоиде (электрической катушке), которые и генерируют различные составляющие геомагнитного поля; развитие этой идеи привело к появлению почти общепринятой теперь модели «геомагнитного динамо».
На рис.  показана схема действия простого динамо с вращающимся диском проводящий диск вращается в магнитном поле; при этом между осью и диском образуется некоторая э.д.с., но ток не возникает,  добавлен внешний проводник, по которому ток идет от оси к периметру диска. Этот ток создает вторичное магнитное поле; чтобы происходило вращение, требуется внешнее магнитное поле и какой- то источник энергии.  В внешнее, или возбуждающее, магнитное поле снято, а ток проводится через виток спирали, обходящей ось диска, так что для возбуждения динамо используется создаваемое им же вторичное магнитное поле. Теперь это — само возбуждающееся динамо, генерирующее поле до тех пор, пока не прекращается его вращение.

Такая схема дает очень хорошее представление о генерации магнитного поля Земли круговыми токами в ядре: если система динамо получает «подпитку» слабым первичным магнитным полем (возможно, полем Солнца), требуется только, чтобы сохранялся некоторый источник энергии. Если ток (только ток, а не само вращение) меняет направление, изменяется и направление поля. Процесс самообращения геомагнитного поля, конечно, на деле гораздо более сложен, но он успешно моделируется с помощью пары динамо, генерирующих друг для друга возбуждающее поле.

В жидком внешнем ядре существует, вероятно, почти бесконечное число взаимодействующих и взаимосвязанных токовых петель разных размеров и форм, которые появляются, растут, угасают и меняют знак во всех масштабах времени. Возможно, расположение этих петель в той или иной мере контролируется вращением Земли, что и объясняет близость ориентировки магнитного поля к направлению оси вращения нашей планеты.

Сделаны оценки полной мощности источника энергии, необходимой для генерации геомагнитного поля

Сделаны оценки полной мощности источника энергии, необходимой для генерации геомагнитного поля. Эти оценки колеблются от 109 до 1011 Вт в зависимости от коэффициента превращения тепловой или механической энергии в магнитную. По сравнению с мощностью, высвобождающейся при землетрясениях (около 1012 Вт), и с тепловым потоком через поверхность Земли (З—4-lO13Вт) энергия, идущая на создание магнитного поля, относительно невелика. Однако существует проблема того, откуда берется необходимая энергия в механической форме на таких больших глубинах.

Магнитное поле земли:

//www.youtube.com/watch?v=igPfFi7tdds

Альтернативный источник тепловой энергии в ядре скрытая теплота, высвобождающаяся при последовательном росте твердого внутреннего ядра. Высказывались предположения, что внешнее ядро постепенно кристаллизуется при понижении температуры путем увеличения количества железо-никелевого сплава, в результате чего растет внутреннее ядро.

В ходе этого процесса часть тепла, которое уже имеется в недрах Земли и успело расплавить внешнее ядро, сохраняется в ядре в течение всей истории Земли.
Ферхуген  подсчитал, что при скорости остывания 12°С за миллиард лет непрерывное выделение тепла составляет 1012 Вт, т.е. опять-таки получается величина порядка, нужного для генерации магнитного поля.
Хотя мощность, достаточная для приведения геомагнитного динамо в действие, может быть выведена как из радиоактивности, так и из скрытой теплоты, возникает вопрос: как эта тепловая энергия превращается в механическое перемещение вещества земного ядра, иначе говоря, каков коэффициент полезного действия при таком превращении?

Чтобы во внешнем ядре возникли движения тепловой конвекции

Чтобы во внешнем ядре возникли движения тепловой конвекции, должно выделяться столь большое количество тепла, чтобы оно не могло отводиться к границе ядра с мантией просто путем теплопроводности при градиенте ниже адиабатического. Мечник и др. подсчитали, что для возбуждения конвекции минимально должно выделяться около 2,5-1012 Вт тепла. При меньших значениях переход тепловой энергии в магнитную посредством динамо имеет почти нулевой коэффициент полезного действия, так как перемещения материала не происходит.

Этот коэффициент достигает необходимого уровня в несколько процентов, когда тепловая мощность повышается до 1013 Вт: в таком случае механическая мощность динамо может перешагнуть порог 1011 Вт. Следовательно, только в том случае, если в ядре содержится значительная часть имеющегося на Земле калия (около 0,1 вес.%, что соответствует 67% калия в хондритовой Земле), там можно ожидать выделения такого количества тепла, которого было бы достаточно для работы магнитного динамо. Учитывая низкий коэффициент полезного действия динамо, питаемого тепловой энергией, надо считать тепловую мощность, выделяемую при меньших концентрациях 40К или при кристаллизации внутреннего ядра, по всей вероятности, недостаточной.

Описание геомагнитного поля. Большинство людей считают магнитное поле Земли просто свойством, полезным для навигации. Те, кто помнит школьные опыты с железными опилками, могут представить себе, что земное поле очень похоже на поле стержневого магнита. И действительно, в довольно точном приближении магнитное поле на поверхности Земли напоминает поле сильного стержневого магнита (т. е. диполя), находящегося в центре Земли и ориентированного грубо вдоль ее оси вращения.

Поскольку земное ядро состоит, вероятно, в основном из железа, можно было бы подумать, что твердое внутреннее ядро действует как постоянный магнит. Однако вопрос этот оказывается не столь простым по нескольким причинам, которые излагаются ниже.
а)    Температура ядра несомненно выше температуры Кюри при низком давлении для всех известных магнитных сплавов или минералов. Выше этой температуры (обычно 500-800°С) твердые материалы теряют свою постоянную намагниченность.
б)    Хотя поле Земли приблизительно соответствует полю диполя, имеются и значительные расхождения. Как впервые показал Гаусс (около 1835 г.), существует малая недипольная составляющая, которая включает, по-видимому, случайное сочетание многих максимумов и минимумов для амплитуд этой компоненты. Недипольное поле можно было бы интерпретировать как результат действия постоянного магнита с неоднородной намагниченностью, однако это опровергается следующей группой данных.

Части магнитного поля Земли со временем меняются в пространстве и по интенсивности

в)    Как дипольная, так и недипольная составные части магнитного поля Земли со временем меняются в пространстве и по интенсивности. Совокупность всех этих изменений, происходящих в масштабе времени от десятков до тысяч (и даже до миллионов) лет, известна как вековые вариации магнитного поля. Например, направление магнитного поля относительно географических координат медленно меняется, так что штурманы морских и воздушных кораблей должны вносить поправки в показания компаса. Поправка, называемая склонением, относится к условно горизонтально установленной стрелке компаса и связана только с горизонтальной составляющей магнитного поля. Однако меняется и наклонение (т.е. угол пересечения силовых линий с поверхностью; , измеряемое с помощью магнитной стрелки, которая может менять свой наклон в вертикальной плоскости.

Изменения поля, происходящие на всей поверхности Земли

Изменения поля, происходящие на всей поверхности Земли, являются результатом изменений ориентировки и силы как дипольной, так и недипольной составляющих магнитного поля. Отмечаются два вида наложенных друг на друга отклонений от поля простого осевого диполя. 1) Дипольное поле ориентировано не по оси вращения, а наклонено на небольшой (обычно < 12°), но меняющийся угол. Когда этот угол меняется, магнитные полюсы как бы «раскачиваются» относительно географических полюсов, хотя в среднем поле остается осевым и дипольным. Такое «качание» диполя-главная причина вековых вариаций, наблюдавшихся в течение нескольких последних столетий. В отдельных местах дипольное поле усиливается или ослабляется в результате присутствия недипольной составляющей.

Чтобы продлить наблюдения магнитного поля земли в глубь геологического времени,

Чтобы продлить наблюдения магнитного поля в глубь геологического времени, проводится изучение палеомагнетизма («ископаемой» намагниченности) древних горных пород. Применение этого метода возможно потому, что многие породы приобретают некоторую постоянную намагниченность в том поле, которое существует во время их образования. Например, богатые железом минералы базальтовой лавы, проходя при остывании через свою температуру Кюри, должны намагничиваться. Это означает, что породы могут сохранить до нынешнего дня свидетельства о характере древнего намагничивающего поля. Указанное свойство горных пород используют путем отбора образцов ориентированного керна из скважин, пробуренных на том или ином обнажении, и последующих магнитных измерений в лаборатории, выполняемых с целью определения палео- полюсов.

В прошлом магнитное поле много раз полностью меняло направление

В результате применения этого метода при изучении разреза лав, накопившихся за миллионы лет, было обнаружено, что в прошлом магнитное поле много раз полностью меняло направление, т. е. испытывало инверсии. Например, северные палеополюсы становились южными и наоборот. Палеомагнитные данные об инверсиях для последних 80 млн. лет Если говорить о еще более раннем времени, то представляется, что инверсии происходили на значительных отрезках геологической истории (более подробно см. в работе Мак-Элхинни . Кроме того, заметно меняется и напряженность поля, особенно в периоды инверсий, когда эта напряженность минимальна. Ясно, что магнитное поле Земли-это очень изменчивая и динамичная система во всех масштабах времени, система, которая существовала на протяжении большей части истории Земли и не связана с постоянной намагниченностью вещества в ядре. Как же тогда генерируется в ядре это магнитное поле?

Магнитное поле земли фильм:

//www.youtube.com/watch?v=FWNHSUAZa6E

До сих пор мы излагали принципы, которые должны направлять формирование наших представлений о внутреннем устройстве Земли. В этой главе мы впервые синтезируем полученные знания, чтобы исследовать определенную область внутри нашей планеты. Нам уже известно, что ядро обладает значительно большей плотностью, чем Земля в целом, и что оно состоит из двух частей: твердого внутреннего ядра, окруженного жидким внешним. Какие же проблемы надо решить?

Прежде всего полезно определить состав внутреннего и внешнего ядра

Прежде всего полезно определить состав внутреннего и внешнего ядра и, таким образом, установить, почему внутреннее ядро является твердым, несмотря на его предположительно более высокую температуру по сравнению с внешним ядром. Сведения, имеющие отношение к решению этих проблем, поступают из нескольких источников. В целом валовой состав Земли, по- видимому, близок к составу метеоритов — хондритов.  Приведенные там данные совершенно ясно показывают, что ядро должно состоять преимущественно из железа с добавкой некоторых других элементов: тем самым обеспечивается близкое совпадение с плотностью и другими наблюдаемыми свойствами.
Другой источник сведений, характеризующих ядро,-существование магнитного поля Земли, которое, как будет показано ниже, генерируется во внешнем ядре по принципу работы динамо-машины, приводимой в движение перемещением жидкости. Для этого требуется в свою очередь какой-то источник энергии.

Состав внутреннего и внешнего ядра в любой модели должен быть таким:

Таким образом, состав внутреннего и внешнего ядра в любой модели должен быть таким, чтобы 1) он согласовался с известными значениями плотности и геохимическими законами; 2) распределение температур позволяло внутреннему ядру быть твердым, а внешнему-жидким; 3) имелся источник энергии, достаточной для генерации магнитного поля.
Наиболее простая модель, постулированная  Джейкобсом , показывает химически однородное ядро, состоящее из вещества, температура плавления которого возрастает с глубиной вследствие повышения давления быстрее, чем действительная температура.

Эта обстановка: температура плавления падает на границе мантии и ядра в результате перехода от вещества преимущественно силикатного состава к веществу, богатому железом. При условии, что кривая температуры плавления в ядре круче температурного градиента, жидкое состояние там должно смениться на твердое; это и определит границу между внешним и внутренним ядром.

Данное объяснение не вызывало сомнений , когда было высказано предположение, что температурный градиент в ядре должен быть по меньшей мере адиабатическим: иначе не будет поддерживаться конвекция, необходимая для возбуждения    Хиггинс и Кеннеди  рассчитали, что адиабата будет круче, чем кривая температуры плавления. Другими словами, ранние оценки температурных изменений в ядре  были субадиабатическими, а кривая А отображает минимальный температурный градиент, необходимый для существования тепловой конвекции в ядре. Однако взаимное положение кривой температуры плавления для однородного ядра и кривой А ясно показывает, что внутреннее ядро должно быть жидким, а внешнее-твердым в противовес тому, что наблюдается в действительности.

Прежнее представление об однородном ядре оказалось несостоятельным и было отброшено

Здесь прежнее представление об однородном ядре оказалось несостоятельным и было отброшено;  Показанная там схема соответствует представлению, что внутреннее и внешнее ядро имеют, по-видимому, различный химический состав и тем самым разные температуры плавления. Если внутреннее ядро твердое потому, что оно имеет более высокую температуру плавления, то адиабатический температурный градиент требуется только в жидком внешнем ядре. Позднее будет высказано предположение, сделанное на основании данных о плотности, что внутреннее ядро содержит значительное количество никеля, тогда как во внешнем ядре железо растворено с серой, и это сильно понижает точку плавления.

Кроме того, будет показано, что необходимая для конвекции, а значит, и для возбуждения магнитного поля энергия получается либо в результате радиоактивного распада 40К, растворенного вместе с серой во внешнем ядре, либо, в ином варианте, в результате выделения железо-никелевого сплава и образования из него внутреннего ядра, что эквивалентно осаждению более плотной фазы с соответствующим выделением гравитационной энергии. В обоих случаях температурный градиент в направлении поперек внешнего ядра близок, вероятно, к адиабатическому, и это условие можно использовать как ограничение для предполагаемых значений температуры в ядре и для возможного оттока тепла из ядра в мантию.

Проблемы с ядром фильм:

//www.youtube.com/watch?v=H3WzGOcFQz4