Доклад по географии на тему:

«Твердые оболочки Земли: земная кора, мантия, ядро»

Земная кора представляет собой верхнюю твердую оболочку Земли и имеет сложный рельеф. В рельефе суши различают горные системы, плос-когорья и равнины, а также подчиненные им формы. О рельефе океанского дна мы уже говорили выше.

Толщина земной коры колеблется в широких пределах - от 5 до 15 км под океанами и от 20 до 70 км под континентами. Верхняя часть земной коры в пределах глубин, достигнутых бурением, доступна для непосредственного изучения. Поэтому нам более или менее достоверно известен состав веще-ства верхней части коры до глубин 10-12 км (максимальная глубина, достиг-нутая бурением, составляет немногим более 14 км (скв.Вредефорд в Южной Африке); российская сверхглубокая скважина СГ-3 на Кольском п-ве достиг-ла глубины 12, 2 км). О более глубоких горизонтах земной коры и подсти-лающих ее геосфер, недоступных для непосредственного изучения, прихо-дится судить по косвенным геофизическим данным. Однако, следует заме-тить, что в результате тектонических перемещений блоков земной коры ино-гда на поверхность Земли или в разрезы глубоких скважин попадают облом-ки пород из нижних частей коры или из верхней мантии (ксенолиты), поэтому их изучение позволяет судить о составе этих геосфер.

В составе вещества земной коры выявлено 89 из 105 элементов периодической системы Менделеева. Химические элементы земной коры об-разуют природные химические соединения - минералы, а те, в свою очередь, путем химического или чаще механического соединения - горные породы.

На основании многочисленных химических анализов минералов и горных пород, слагающих верхнюю часть земной коры, А.Б.Роновым и А.И.Ярошевским было вычислено среднее содержание каждого химического элемента, или кларк каждого элемента. Наибольшие кларки имеют следую-щие элементы (в %%): О2 - 47; Si - 29,5; Al - 8,05; Fe - 4,65; Ca - 2,96; Na - 2,50; K - 2,50; Mg - 1,87; прочие - 0,93. Вычислены также кларки для всех остальных оболочек Земли, для Солнца, Луны.

Поскольку кислород, кремний и алюминий составляют подавляющую часть земной коры, они входят в состав всех наиболее распространенных природных соединений.
По физическим свойствам и геофизическим характеристикам (скоро-сти прохождения сейсмических волн, плотности, магнитной восприимчиво-сти, теплопроводности, электропроводности и др.) земную кору принято раз-делять, как минимум, на три слоя: осадочный, гранитно-метаморфический и базальтовый (рис.10). Присутствие гранитно-метаморфического слоя - это признак континентальной земной коры - в океанической коре этот слой от-сутствует. Разделение на слои с таким названием не означает, что породы действительно имеют состав гранитов или базальтов. Это только значит, что по сейсмическим характеристикам, т.е. по скоростям прохождения сейсмиче-ских волн через этот слой они сходны с соответствующими породами. На-пример, у многих метаморфических пород, относимых к гранитно-метаморфическому слою (амфиболитовых, хлоритовых сланцев, мраморов и др.), скорость прохождения сейсмических волн такая же, как у гранитов. Мощность гранитно-метаморфического слоя под континентами составляет от 10 до 40 км. Мощность базальтового слоя под континентами изменяется от 30 до 40 км, а под океанами - от 3 до 15 км. Плотность пород "гранитного" слоя составляет 2400-2600 кг/м3, базальтового - 2,8-3,3 кг/м3, вещества мантии, состоящего из ультрабазитовых пород (с пониженным содержанием SiO2), - 3,4 кг/м3.

Земная кора - это продукт дифференциации вещества мантии, т.е. разделения этого вещества по плотности. Более легкоплавкое и менее плот-ное вещество, в соответствии с законом Архимеда, всплывало сквозь толщу мантии, иногда диффундируя по межмолекулярным промежуткам, а иногда проходя по трещинам, образовавшимся между отдельными блоками. Если первый способ дифференциации происходил очень медленно (скорость диффузии можно оценить величинами 10-8-10-9 см/с, то скорость массообмена по трещинам на два порядка выше - 10-6-10-7 см/с.

Образование земной коры продолжается и в настоящее время. Так, океаническая кора формируется в рифтовых и разломных зонах срединно-океанических хребтов, а континентальная - в зонах перехода от океана к кон-тиненту: островные дуги по периферии океанов - это фрагменты сформиро-вавшейся континентальной земной коры. Не следует думать, что вся конти-нентальная кора находится ниже уровня Мирового океана. Так, вся шельфо-вая зона и верхняя часть континентального склона - это материк, прослежи-вающийся под уровнем моря. Имеются также участки, или фрагменты конти-нентальной коры, находящиеся на океаническом ложе. Среди таких можно упомянуть возвышенность Ямато в центре Японского моря, Плато Манихики в юго-западной части Тихого океана и др.

Границу между земной корой и мантией условно решили выделять на глубине, где происходит скачкообразное изменение скорости сейсмических волн. Впервые эту границу выделил югославский геофизик А.Мохоровичич. В его честь она и названа (сокращенное название - граница Мохо или М).
Мантия простирается от границы Мохо до глубины 2900 км, где также по скачку сейсмических скоростей устанавливается ее граница с внешним ядром.

Сейсмические методы изучения мантии выявили ее неоднородность и позволили выделить в ее пределах три слоя:

a) верхняя мантия протягивается на глубину до 400 км и носит название слоя Гутенберга. В пределах этого слоя, в интервале глубин от 100-120 до 350-400 км под континентами и на глубине от 50-60 до 400 км под океана-ми, скорость продольных сейсмических волн не возрастает, а скорость попе-речных волн - даже падает. Это может указывать на уменьшение вязкости вещества, и, возможно, на его частично расплавленное состояние. Эта зона внутри верхней мантии получила название астеносфера ("ослабленная сфера"), в отличие от верхней твердой литосферы. В астеносферном слое располагаются первичные очаги вулканизма и проявляются процессы, при-водящие к тектоническим движениям в земной коре. Поэтому для мониторинга и прогноза вулканических и сейсмических проявлений важно знать глубину астеносферы и ее соотношение с вышележащей литосферой.

b) средняя мантия охватывает глубины Земли от 400 до 900 км. В этом слое скорости прохождения сейсмических волн резко возрастают (с 8,5 км/с до 11,2 км/с), что указывает на значительное увеличение плотности и вязко-сти вещества. Этот слой назван слоем Голицына.

c) нижняя мантия располагается на глубинах от 670 до 2900 км; здесь скорости сейсмических волн с глубиной возрастают медленно, но тем не менее достигают здесь максимальных для нашей планеты значений: продоль-ная скорость увеличивается до 13,6 км/с, а поперечная - до 7,3 км/с. Полагают, что относительно равномерное нарастание скорости с глубиной связано только с ростом давления и свидетельствует об относительно однородном строении нижней мантии. В низах этого слоя, на глубине 2700-2900 км выде-ляется переходная оболочка, отличающаяся по свойствам от всей остальной нижней мантии. Здесь отмечается некоторое снижение скорости продольных волн, что, вероятно, связано с переходом к внешнему ядру.

Центральная геосфера Земли, ее ядро занимает около 17% ее объема и составляет 34% ее массы. Такое соотношение долей объема и массы обу-словлено резкими различиями физических параметров ядра и мантии. В ча-стности, на внешней границе ядра, приуроченной к поверхности Вихерта-Гутенберга (раздел между нижней мантией и внешним ядром), происходит скачкообразное снижение скорости распространения продольных волн от 13,6 до 8,1 км/с и полное затухание поперечных сейсмических волн. Это определяет специфику прохождения ядра продольными волнами, испытываю-щими внутри него отклонение к центру Земли. В интервале эпицентральных расстояний 103-143 образуется, таким образом, область "сейсмической тени", т.е. в этой зоне, располагающейся на противоположной землетрясению стороне планеты, не могут быть зарегистрированы продольные сейсмиче-ские волны из-за отклонения в очень плотном веществе ядра.

В разрезе ядра выделяются две границы - на глубинах 4980 и 5120 км, в связи с чем оно подразделяется на три элемента: внешнее ядро, переходное ядро и субъядро.

Внешнее ядро обладает феноменальной особенностью скоростной характеристики - не пропускает поперечных сейсмических волн. Это свидетельствует об отсутствии здесь упругого сопротивления сдвигу. Тными словами, вещество, слагающее внешнее ядро, по отношению к сейс-мическим волнам ведет себя как жидкость. По-видимому, вещество при таких давлениях и температурах не может находиться в жидком состоянии в обычном понимании этого термина, но обладает некоторыми ее свойствами. Субъядро скорее всего находится в твердом состоянии, а переходное ядро является двухфазной смесью.

Рассмотрим кратко изменение основных физических свойств земного вещества с глубиной.
Отсутствие прямых данных о плотности вещества обусловливает не-обходимость использования для ее оценок косвенных данных, в частности, данных о скорости сейсмических волн. На первый взгляд кажется, что скоро-сти должны возрастать при увеличении плотности пород. На самом же деле, эти величины находятся в обратном соотношении:

vp = ; vs = , где vp и vs, соответственно, скорости про-дольных и поперечных волн, - плотность пород; и - упругие постоянные (коэффициенты Лямэ) ( - модуль всестороннего сжатия; - модуль сдвига).
Тем не менее, сопоставление изменений скорости сейсмических волн с плотностью показывает, что более плотные породы обычно характеризу-ются более высокой скоростью. Это объясняется тем, что возрастание плот-ности вещества Земли с глубиной сопровождается ростом значений коэф-фициентов Лямэ, приводящим к увеличению скорости сейсмических волн. Особенно значительны изменения и в мантии Земли, где отмечается за-кономерное нарастание скорости Р- и S- волн и плотности вещества.

Оценки показывают, что средние значения плотности земной коры и Земли в целом составляют, соответственно, 2700 и 5520 кг/м3.
Имеющиеся данные о свойствах глубинных геосфер позволяют счи-тать, что мантии и ядру Земли свойственны черты двух агрегатных состоя-ний, хорошо изученных в обычных условиях, - твердого и жидкого вещества. Если на вещество мантии действуют мгновенные силы, то оно ведет себя как твердое вещество, а если действие нагрузок растягивается в геологическом времени - то как жидкость. Таким образом, есть все основания считать, что Земля в целом находится в состоянии гидростатического равновесия. В этом случае изменение давления с глубиной можно оценить, исходя из массы вышележащего столба пород. Расчеты показывают, что у подошвы земной коры давление составляет около 1300 МПа, а на границе ядра - около 140000 МПа. Особенно велико давление в ядре - до 4 105 МПа. Такие давления характеризуют на мгновения давления вблизи фронта ударной волны при ядерном взрыве.

Представляет интерес изменение в Земле еще одного параметра - ускорения свободного падения (g), определение которого также связано с при-нятой моделью распределения плотности. На поверхности Земли среднее значение ускорения свободного падения равно 9,82 м/с2, или 982 Гал. По расчетам, с глубиной g возрастает до 10,81 м/с2 на поверхности ядра и затем круто убывает до нуля в центре Земли.
Рассмотрим методы геофизики, которые позволяют получить информацию о внутреннем строении Земли, о ее свойствах и о фазовом состоянии вещества.
Начнем с сейсморазведочного метода, который не только самый ин-формативный в геофизике, но и самый дорогой по стоимости его проведе-ния. Достаточно указать, что на сейсмометрические работы затрачивается 85% средств, затрачиваемых вообще на геофизические работы. В становле-ние и развитие сейсмометрии большой вклад внесли русские и советские ученые: Б.Б.Голицын, В.С.Воюцкий, Г.А.Гамбурцев, А.И.Заборовский, Ю.Н.Годин, Ю.В.Ризниченко, М.К.Полшков, А.М.Епинатьева, И.И.Гурвич, Л.А.Рябинкин, Е.Ф.Саваренский и др.

Этот метод основан на изучении скорости распространения сейсмиче-ских волн в литосфере, т.е. принципиально близок к сейсмологическим ме-тодам, изучающим скорости распространения упругих колебаний от земле-трясений. Отличие заключается в том, что в сейсмологии используется есте-ственный источник колебаний - землетрясение, а в сейсмометрии - искусст-венный - взрыв в неглубокой скважине. До объявления моратория на испы-тания ядерного оружия в 1988 г. геофизики использовали в качестве источ-ника упругих колебаний волну от ядерного взрыва. Волна, возбужденная взрывом, достигая границ изменения скоростей, а точнее, сейсмических плотностей (произведения плотности на скорость v), отражается и достига-ет системы регистрации, состоящей из серии сейсмографов - приборов, реа-гирующих на колебания почвы и регистрирующих их. Время движения волны от пункта взрыва до каждого сейсмографа откладывается на графиках в виде кривых, которые называют годографами. Годограф отраженной волны имеет гиперболическую форму, кривизна которой определяется, в частности, скоростью распространения волны v1. Значение скорости позволяет вычислить глубину залегания границы сред. Так как путь волны 2S v1 tA, а с другой стороны, S , то h , где h - глубина границы, v1 - скорость волн в покрывающей среде, tA - время движения отраженной волны в точку А, l - удаление точки А от пункта взрыва, 2S - длина пути волны. На некотором удалении от пункта взрыва при увеличении угла падения прямой волны на границу нижележащей среды со скоростью v2 возникает преломленная волна, опережающая отраженную, если v2>v1. Годограф волны, преломленной на плоской границе, прямолинеен.

Основным методом работ по сейсморазведке является профилирование, а кроме этого используется методика зондирования. Детальность ис-следований определяется частотой расположения сейсмографов на профи-ле. Чем чаще они расположены, тем, в общем, можно получить более де-тальный годограф. Глубинность работ определяется мощностью источника колебаний. Ядерный взрыв, а тем более землетрясение - это, естественно, самые сильные источники, которые невозможно повторить с помощью тро-тилового заряда, заложенного в скважину. Если время ядерного взрыва из-вестно и к нему можно подготовиться, то точное время землетрясения, к со-жалению, неизвестно. Поэтому сейсмографы на сейсмостанциях должны ра-ботать в автоматическом режиме мониторинга сейсмического события. Только в этом случае можно ожидать получение уникальной информации о глубинном строении нашей планеты.

Гравиметрический метод основан на изучении поля силы тяжести на поверхности Земли или в ее недрах. Задача о распределении силы тяжести на поверхности Земли была решена в общем виде в XVIII веке французским математиком А.Клеро (1713-1765 г.г.). Он впервые вывел формулу для вы-числения силы тяжести на любой географической широте эллипсоида вра-щения при известных значениях силы тяжести (ускорения свободного паде-ния) у полюса и на экваторе. Формула Клеро в первом приближении имеет вид:
g = gэ + (gп - gэ) sin2 ,
где g, gэ, gп - ускорение свободного падения, соответственно, для данной географической широты , на экваторе и на полюсе. В 20-х годах нашего ве-ка была выведена международная формула для нормального значения силы тяжести на уровне моря, которой и пользуются в настоящее время:
g = 978,049 (1+ 0,0052894 sin2 - 0,0000059 sin22 ).

Из этой формулы следует, что нормальное значение силы тяжести на Земле увеличивается от 978 см/с2 на экваторе до 983 см/с2 на полюсах. Однако эти значения, рассчитанные для эллипсоида вращения со сжатием 1/297, суще-ственно отличаются от фактически измеряемых на поверхности Земли, что обусловлено изменениями плотности пород, слагающих Землю. В гравиразведке выведена формула для расчета превышения силы тяжести в случае контраста плотности блоков. Если внутри плоскопараллельного слоя толщиной Н с плотностью 1 имеется внедрение блока с плотностью 2, то амплитуда аномалии силы тяжести над этим блоком вычисляется по форму-ле: g = 2 f ( 2 - 1)Н , где f - гравитационная постоянная, которая в системе CGSE равна 6,67 10-8 см 3 г -1 с -2 = 6,67 10-11 Н м 2 кг -2 (система СИ).

Величина f впервые была вычислена Кавендишем (1797 г.). Численно гравитационная постоянная равна силе притяжения двух единичных точеч-ных масс, разделенных единичным интервалом (т.е. соответственно. двух масс в 1 г на расстоянии 1 см (CGSE), или двух масс в 1 кг на расстоянии 1 м (СИ)).

Значения силы тяжести (ускорения свободного падения) измеряются гравиметрами, работающими на принципе компенсации изменений притяжения массы маятника гравиметра упругими силами закрученной кварцевой нити, на которой подвешен этот маятник. Чувствительность наземного кварцевого гравиметра к изменениям силы тяжести очень высока. Достаточно сказать, что он способен измерять с погрешностью 0,01 мГал (10-5см/с2). Следует заметить, что измерения с гравиметром носят "относительный характер", т.е. с этим прибором невозможно определить абсолютное значение силы тяжести в пункте. Поэтому все точки гравиметрической съемки "привязываются" к "опорному пункту", где абсолютное значение измерено другим способом, например, с помощью маятникового прибора.

Сравнение данных съемки возможно при теоретической предпосылке, что все притягивающие массы сосредоточены внутри сфероида, для которо-го по формуле Клеро рассчитаны абсолютные значения силы тяжести. Одна-ко реально имеется множество масс, которые искажают теоретическое рас-пределение силы тяжести на сфероиде (рельеф, наличие гидросферы, имеющей меньшую плотность, чем твердая Земля). Поэтому процесс измерения всегда сопровождается расчетом и внесением определенных попра-вок (редукций) в измеренные значения.

К таким редукциям относятся:

a) поправка на высоту, учитывающая изменение расстояния до центра Земли; поправка приводит измеренное значение к уровню моря, не учитывая массы пород, сосредоточенных между поверхностью измерения и уровнем моря, она как бы переносит точку измерения вниз "по воздуху" в случае суши или вверх "по воздуху" - в случае моря. Поэтому эта поправка носит название "поправка за "свободный воздух"", или редукция Фая. Она равна gф = 0,3086 Н, где высота (глубина). Н измеряется в метрах. Знак (-) применяется для суши, а знак (+) - для моря;

b) поправка на влияние промежуточных масс, заключенных между уровнем, на который приводится измерение, и высотой точки измерения. Эта поправка носит название "поправки на влияние промежуточного слоя", или редукции Буге. В результате ее введения как бы удаляется притяжение масс между уровнями измерения и приведения. Эта поправка рассчитывается по формуле: gб = 2 f H = 0,0419 H, т.е. полностью совпадает с формулой для оценки аномалии в результате присутствия плоского блока с контрастной плотностью, которая приводилась выше. Смысл знака в этой формуле тот же, что и для редукции Фая;

c) поправка на рельеф окружающей местности, учитывающая притя-жение всех форм внешнего рельефа. Эта поправка позволяет привести зна-чение силы тяжести в данной точке к такому, которое было бы, если бы под точкой располагался ровный слой масс без выступов и впадин. Поправка на рельеф всегда уменьшает наблюденное значение силы тяжести независимо от того, находится ли вблизи исследуемой точки возвышенность или впади-на. Технически поправка на рельеф рассчитывается путем аппроксимации форм рельефа серией призм или цилиндров, для которых рассчитывается аналитически сила тяжести при заданной плотности.

После внесения поправок формируется гравитационная аномалия Буге, которая для суши рассчитывается по формуле:
g = gн-go+gф-gб-gт,
где gн, go, gф, gб, gт, соответственно, наблюденное, абсолютное значения, по-правки Фая, Буге и топографическая.

Расчет g позволяет сравнивать измерения в разных условиях. Ано-малии тесно связаны с распределением плотностей. Положительные анома-лии свидетельствуют о приближении к поверхности пород с повышенной по сравнению с окружающими плотностью, а отрицательные - о дефиците мас-сы, т.е. о присутствии пород с пониженной плотностью. Из формул для рас-чета величины аномалии видно, что количественная интерпретация природы аномалии неоднозначна. Например, одна и та же величина аномалии может быть вызвана как большим контрастом плотности между аномальным телом и вмещающими породами, так и большей мощностью аномального тела при сохранении того же контраста плотности. В связи с этим для решения прикладных задач гравиметрический метод чаще всего комплексируется с другими геофизическими методами.

В любой точки на поверхности или внутри Земли, а также в окружающем ее пространстве действуют магнитные силы. Наша планета представ-ляет собой гигантский магнит, но напряженность поля этого магнита относи-тельно невелика - около 0,01 А/м. Для сравнения можно указать, что искусст-венное поле электромагнитов достигает напряженности 10-20 А/м, а с помо-щью сверхпроводников удается достичь напряженности магнитного поля в 1000-2000 А/м.

Внешнее магнитное поле Земли по форме силовых линий близко к по-лю диполя - элементарного бесконечно малого магнита. Центр диполя Земли смещен относительно Северного и Южного полюсов, поэтому географические и магнитные полюса не совпадают. Северный магнитный полюс распо-ложен вблизи Южного географического полюса, и наоборот. Ось диполя смещена относительно оси вращения Земли на угол 11о26', в связи с чем Южный магнитный полюс располагается вблизи Северной Гренландии (74ос.ш.,100оз.д.), а Северный - на северо-восточной оконечности Земли Ко-ролевы Виктории в Антарктиде (68ою.ш.,145ов.д.). Дипольный характер гео-магнитного поля определяет еще одну его особенность. Вследствие замкну-того (от одного полюса до другого) характера силовые линии геомагнитного поля образуют систему "магнитных ловушек" для заряженных частиц, появ-ляющихся в верхних слоях атмосферы под действием солнечного излучения. Таким образом возникли окружающие Землю пояса космической радиации, или зоны Ван-Аллена, заполненные ионами атмосферных газов и элементарными частицами. Пояса космической радиации, обнаруженные в 1958 г. советскими учеными С.Н.Верновым и А.Е.Чудаковым и американским ученым Д.Ван-Алленом, играют важную роль в формировании внешнего геомагнитного поля. В частности, они являются проводниками электромагнитных возмущений, возникающих в полярных областях.

Одно из таких возмущений - полярные сияния, обусловленные свечением газов в мезосфере, на высоте 80-150 км. Электромагнитные возмущения по поясам Ван-Аллена почти мгновенно (за доли секунды) передаются от одной возбужденной полярной области к другой, чем обусловлены почти синхронные вспышки полярных сияний в Арктике и Антарктике.

Максимальная напряженность геомагнитного поля наблюдается на по-люсах (0,008-0,009 А/м), а минимальная - на экваторе (0,005 А/м). С удалением от поверхности Земли напряженность резко убывает (пропорционально кубу расстояния). При этом между постоянным геомагнитным полем и силовым полем межпланетной среды под действием солнечного ветра образуется нестабильная переходная зона.

Магнитное поле является векторным, поэтому его интенсивность характеризуется не только напряженностью, но и положением в пространстве (рис.12). Во внешнем поле этот вектор Т направлен по касательной к магнит-ной силовой линии L и в вертикальной плоскости может быть разложен на горизонтальную Н и вертикальную z составляющие: . Линия пе-ресечения этой вертикальной плоскости с поверхностью геоида называется магнитным меридианом S, а угол, образуемый им с географическим мери-дианом N, - углом магнитного склонения D.
Угол отклонения вектора от горизонтальной плоскости называется уг-лом магнитного наклонения I и связан с составляющими вектора простым соотношением tg I = z/H. Распределение интенсивности геомагнитного поля изображают на картах, где равные значения напряженности (T, z ,H) образу-ют изодинамы, равные углы магнитного склонения - изогоны, а равные углы магнитного наклонения - изоклины. Напряженность поля в целом увеличива-ется по направлению к магнитным полюсам. Около географического эквато-ра проходит изодинама минимальной магнитной напряженности - динамиче-ский экватор, в пределах которого вертикальная составляющая z равна ну-лю.
Изоклины изменяются от нуля до 90о. Они имеют тенденцию просле-живаться в широтном направлении подобно параллелям. Нулевая изоклина называется магнитным экватором и проходит в пределах Африки и Азии около 10ос.ш. и в пределах Южной Америки - около 15ою.ш.

Изогоны сходятся в магнитных полюсах Земли. По форме они напоми-нают географические меридианы, а нулевая изогона называется нулевым магнитным меридианом. Линия нулевого склонения образует петлю в Вос-точной Сибири и на Дальнем Востоке, где отмечается также максимум на-пряженности поля. Такие отклонения получили название магнитных анома-лий. Их размеры составляют тысячи км, поэтому ясно, что их природа обу-словлена особенностями строения Земли в целом.
Многолетние наблюдения и измерения составляющих магнитного поля установили его изменчивость во времени. Так, даже в течение суток отмечается периодическое, обычно достаточно правильное изменение параметров геомагнитного поля. Эти изменения обусловлены суточными изменениями положения земной поверхности относительно Солнца и называются суточными вариациями геомагнитного поля. Эти вариации невелики, поэтому они измеряются специальной единицей измерения - гаммой (1 = 1,257 10-7 А/м).

Ультрафиолетовое солнечное излучение в течение светового дня ока-зывает ионизирующее воздействие на слои ионосферы. Перемещения масс ионов в ионосфере, связанные с приливным воздействием и конвекцией воздуха, приводят к появлению здесь электрических токов и локальных маг-нитных полей, деформирующих основное дипольное поле. Амплитуда ва-риаций в полярных областях больше, чем на экваторе; в средних широтах в течение суток вертикальная составляющая меняется на 20-30 , а в полярных - до 200-300 , а склонение - на 10-15'. Деформация дипольного поля во вре-мя суточных вариаций настолько велика, что приводит даже к смещению по-ложения магнитных полюсов. Величина таких смещений в течение суток достигает 100 км относительно среднего положения магнитного полюса.

Еще большую амплитуду имеют непериодические изменения состав-ляющих магнитного поля, обусловленные вспышками солнечной активности. Изменения в ионосфере, связанные с этими вспышками, приводят к значи-тельным по амплитуде вариациям магнитного поля - до нескольких градусов по склонению и до тысяч гамм по напряженности. Эти непериодические ва-риации поля часто сопровождаются полярными сияниями, ухудшением или прекращением коротковолновой радиосвязи и называются магнитными бурями.

Механизм возникновения магнитных бурь, по-видимому, определяется взаимодействием корпускулярного излучения Солнца с магнитным полем в околоземном пространстве. На удалении 100-200 тыс.км от Земли поле на-столько ослабевает, что становится соизмеримым по интенсивности с кос-мическим магнитным полем; эта граница называется магнитопаузой, а огра-ничиваемое ею околоземное пространство - магнитосферой.

Корпускулярное излучение Солнца создает солнечный ветер, являю-щийся источником космического магнитного поля интенсивностью в несколь-ко гамм. Во время вспышек солнечной активности интенсивность солнечного ветра возрастает; при встрече его с магнитосферой образуется ударная волна, деформирующая магнитные силовые линии. Отклоняясь под дейст-вием излучения Солнца, они образуют длинный шлейф, достигающий Луны, а магнитосфера приобретает асимметричную форму. Эти деформации маг-нитосферы и являются причиной магнитных бурь, т.к. при этом над поверх-ностью планеты перемещаются значительные массы ионизированного газа. Изменение проводимости слоев ионосферы приводит к ухудшению их отра-жательной способности по отношению к радиоволнам и общему ухудшению радиосвязи. Продолжительность магнитных бурь может достигать нескольких суток.

Процессы в магнитосфере тесно связаны с еще одним полем Земли - электрическим. По современным данным, у ионов и элементарных частиц ионосферы преобладает положительный заряд. Это приводит к накоплению в литосфере отрицательных зарядов, а перемещения заряженных частиц в ионосфере индуцируют электрические токи в твердой оболочке Земли. В це-лом ионосфера образует с поверхностью Земли сферический конденсатор, в котором ионосфера обладает положительными, а литосфера отрицатель-ными статическими электрическими зарядами. Роль изолятора выполняют плотные слои атмосферы. Величина заряда этого конденсатора достаточно велика - напряженность электрического поля в нижних слоях атмосферы со-ставляет около 100 В/м, а в грозовую погоду значительно больше.

Природа атмосферно-электрического поля Земли, таким образом, свя-зана с ионизацией верхних слоев атмосферы под действием излучения Солнца. Переменный характер электрическому полю придают мощные всплески солнечной активности при вспышках на поверхности Солнца. Эти относительно кратковременные вспышки создают неоднородную ионизацию в атмосфере Земли на высоте около 100-300 км, а перемещение электриче-ских неоднородностей высотными ветрами приводит к образованию пере-менного электромагнитного поля в атмосфере и земной коре.
Таким образом в литосфере возникают теллурические токи. Элек-троды, вкопанные в почву и соединенные с амперметром, обычно регистри-руют теллурические токи силой около 100 мА, а в периоды возмущений элек-тромагнитного поля до 2,5 А. Средняя плотность теллурических токов 2 А/км2.

Кроме токов, обусловленных состоянием атмосферно-электрического конденсатора, в земной коре локально распространены постоянные и пере-менные электрические поля, вызванные естественной циркуляцией минера-лизованных растворов, электрохимическими процессами на поверхностях горных пород и другими факторами.
Теллурические токи обычно обладают значительной изменчивостью, периодичность которой определяется активностью процессов на Солнце и в ионосфере. В течение более продолжительных интервалов времени (десят-ки, сотни лет) также отмечается изменчивость составляющих магнитного по-ля Земли. По результатам измерения магнитного склонения и магнитного наклонения в Лондоне и Париже установлено, что за последние 350 лет вариации достигают 30о по склонению и 10о по наклонению. Эти плавные изменения геомагнитного поля по напряженности обычно не превышают десятков гамм и называются вековыми вариациями. Их изучение в различных участках Земли позволило установить еще одну форму изменчивости геомагнитного поля. Так, выявлено, что его аномалии плавно перемещаются на запад примерно в широтном направлении. Это свойство геомагнитного поля называется западным дрейфом. Скорость дрейфа довольно значительная - около 0,18о в год. При этой скорости наблюдаемое распределение аномалий магнитного поля совершит полный оборот вокруг Земли примерно за 1800 лет.

В отличие от суточных вариаций и магнитных бурь, которые связаны с излучением Солнца, вековые вариации и западный дрейф геомагнитного поля, очевидно, обусловлены глубинным источником, расположенным в недрах Земли. По подсчетам, с внешними источниками, основным из которых является Солнце, связано около 6% полного геомагнитного поля. На долю внутренних источников, природа которых, к сожалению, изучена недостаточно, приходится около 94% измеряемого магнитного поля Земли.

Интенсивность внутреннего источника можно оценить количественно по напряженности создаваемого им поля. Мерой интенсивности может слу-жить магнитный момент, эквивалентный силе, которую необходимо прило-жить к магниту, чтобы удержать его в положении, перпендикулярном к внеш-нему магнитному полю. По результатам вычислений магнитного момента, проводимых с 1829 года, его значение постепенно уменьшается со средней скоростью около 3,7 10-25 А/м2 год, или 0,04% в год. Если это уменьшение бу-дет продолжаться еще 1200 лет, то геомагнитное поле исчезнет.
Изменчивость магнитного поля Земли - суточные и вековые вариации, западный дрейф - обусловливают необходимость периодического повторе-ния магнитных измерений и обновления магнитных карт, поэтому на картах составляющих геомагнитного поля обычно указан год, которому соответствует показание распределения поля.
Проблема происхождения магнитного поля относится к ряду сложных и до сих пор не решенных. Для объяснения природы земного магнетизма предложен ряд гипотез.
Ферромагнитная гипотеза. По расчетам содержание ферромагнети-ков в земной коре слишком мало для создания геомагнитного поля. Однако с глубиной содержание тяжелых металлов возрастает, особенно в ядре, кото-рое состоит в основном из ферромагнетиков - железа и никеля. Наличие ферромагнетиков и шарообразная форма ядра являются исходными предпосылками гипотезы постоянного магнита. По этой гипотезе ядро Земли представляет собой намагниченное тело, создающее магнитное поле дипольного характера . Однако предположение о намагниченности ядра не согласуется с данными о его температуре, превышающей здесь 2000оС, что намного больше не только точки Кюри, при которой магнитные свойства полностью исчезают, но и температуры плавления железа и никеля (соответственно, 1535 и 1453оС). Учитывая давление в ядре Земли, можно допустить некоторое повышение точки Кюри, например, для железа до 780оС, но все равно эта температура намного ниже реально существующих температур в ядре. Кроме того, доказано жидкое состояние внешнего ядра, в то время как постоянные магниты в жидком состоянии неизвестны и существование их по теоретическим соображениям невозможно. Ферромагнитная гипотеза не дает ответа на вопросы о том, какие факторы могли намагнитить ядро Земли , чем определяются вековые вариации и изменения полярности геомагнитного поля.

Электрические гипотезы. Внешнее ядро, находясь в жидком состоя-нии, быстрее реагирует на приложенные к нему силы, чем твердые мантия и земная кора. Поэтому вековые вариации магнитного поля связываются в первую очередь именно с электромагнитными эффектами в ядре. Для соз-дания наблюдаемого геомагнитного поля требуется существование электри-ческого тока порядка 109А. Электрический ток может возникнуть в результате термоэлектрического эффекта, т.е. разности температур на "спаях" разно-родных металлов. Такая ситуация может возникнуть на границе мантии и яд-ра, где существуют участки с различной температурой. Однако в этой гипо-тезе не установлено, достаточна ли сила термоэлектрического тока для об-разования геомагнитного поля, не объясняется формирование дипольного характера поля и другие его особенности.

Более разработана (с участием акад.Я.И.Френкеля) гипотеза динамо, основанная на магнитогидродинамике - электромагнетизме проводящей жидкости. Согласно этой гипотезе в ядре Земли возникают кольцевые электрические токи противоположного направления в результате тепловой конвекции во внешнем ядре. В верхних слоях внешнего ядра в результате трения о подошву мантии скорость конвекции снижается, а в нижних слоях, на границе с субъядром, относительно увеличивается. Эти контрасты в скоростях течений приводят к образованию замкнутых тороидальных электрических полей большой напряженности (около 5 В/м), которые вследствие своей формы не выходят за пределы ядра. Взаимодействие этих полей с конвективными потоками и течениями на поверхности ядра приводит к появлению в ядре кольцевых токов широтного направления и связанных с ними магнитных полей. Однако кориолисова сила вращения Земли приводит к усреднению этих полей и образованию суммарного поля, близкого к дипольному, с осью, приближающейся к оси вращения.

Таким образом, наблюдаемое геомагнитное поле является результирующим при сложении двух неравных и противоположно направленных магнитных полей. Вариации конвективных течений являются причинами того, что одно из генерируемых полей доминирует (и определяет полярность геомагнитного поля); вследствие изменения конвективных потоков доминирующее поле (и полярность) может меняться, с чем и связаны инверсии геомагнитного поля. Изменение скоростей течения на по-верхности ядра способно вызвать также миграцию полюсов результирующе-го поля, а общее отставание течения на поверхности ядра от вращения ман-тии объясняет западный дрейф поля.

Приведенный принцип действия одной из моделей МГД-генератора предполагает самовозбуждение в ядре Земли - усиление слабого магнитного поля дипольного характера, необходимого для начала работы динамо. Таким начальным полем, по-видимому, могли служить слабые магнитные поля тер-моэлектрического происхождения. Гипотеза динамо предполагает тепловую конвекцию во внешнем ядре. Для объяснения причин возникновения и под-держания конвекции в ядре предложены два механизма: радиоактивный распад и выделение энергии, сопровождающее рост субъядра: потенциаль-ной (при гравитационной дифференциации) и скрытой (за счет фазового пе-рехода вещества из жидкого в твердое состояние). Концентрация радиоэле-ментов в ядре очень низка (в 1000 раз меньше, чем в земной коре), поэтому вклад этого механизма тепловыделения оценивается как подчиненный.

Особенности магнитного и электрического (теллурического) полей Земли, а также различие магнитных и электрических свойств пород исполь-зуется для практических целей - для поисков руд. Скопление руд тяжелых металлов: железа, титана, никеля и др. ферромагнетиков обусловливает по-вышение уровня магнитного поля и возникновение аномалий. Крупная аномалия сопровождала месторождение железных руд на юге России - Курскую магнитную аномалию (КМА). Обнаружение этой аномалии собственно и при-вело к открытию месторождения. В пределах КМА магнитная стрелка откло-няется так резко, что ее "северный" конец часто указывает на запад, восток и даже юг, а напряженность магнитного поля достигает 0,01-0,03 А/м, что в 2-3 раза выше общей напряженности геомагнитного поля. Протяженность этой аномалии и размеры месторождения железистых кварцитов огромны - она протягивается на 600 км с севера на юг и на 400 км с запада на восток. Од-нако такие обширные и интенсивные аномалии встречаются очень редко. Чаще приходится иметь дело с локальными и небольшими по амплитуде аномалиями, сопровождающими те или иные месторождения, генетически обусловленные магматическими породами. С помощью магнитной съемки хорошо выделяются кимберлитовые трубки, с которыми связаны месторож-дения алмазов.
Регистрация электрических полей также помогает выявить месторож-дения некоторых руд. Например, хорошо выявляются сульфидные залежи, в которых происходят процессы окисления, зоны циркуляции минерализован-ных вод и др.

Геотермия дает важнейшую количественную информацию для понимания и моделирования геодинамических процессов в геосферах и для оценки энергетики геолого-геофизических проявлений - в этом заключается фундаментальные аспекты изучения теплового поля. Но не менее важны и прикладные аспекты геотермических исследований. Они связаны, с одной стороны, с оценкой геотермальных ресурсов для их использования в энерге-тике, теплоснабжении, коммунальном и сельском хозяйстве, а с другой - с применением геотермического метода поисков и разведки месторождений на континентах и на акваториях в комплексе с другими геолого-геохимико-геофизическими методами.

Тепловое поле Земли первым из геофизических полей привлекло вни-мание человека. Самые бурные проявления термической активности - из-вержения вулканов - сыграли важную роль в формировании религиозных мифологических представлений о строении мира. Другая форма геотер-мальной активности - горячие источники - с незапамятных времен использо-вались человеком для хозяйственных бытовых нужд. Таким образом, тепло-вое поле Земли оказалось первым объектом практического использования, по-видимому, опередив даже использование геомагнитного поля, выразив-шееся в изобретении компаса китайскими мореплавателями.

Но и предметом научных исследований тепловое поле Земли тоже стало раньше всех других полей. Началом этой стадии можно считать на-блюдения за извержением Везувия в 73 г. до н.э. Плиния-Старшего, погиб-шего при этом и ставшего первой в истории жертвой научного энтузиазма. Но возможно, что начало этого этапа следует отодвинуть еще дальше, в тре-тий век до н.э., когда великий философ Эмпедокл, уединившись, поселился на склоне Этны, в башне, которая впоследствии была названа "Торре дель Философо" (Башня философа). Много веков спустя на этом месте была соз-дана одна из итальянских вулканологических обсерваторий; этот факт харак-теризует преемственность науки.

Количественные методы в геотермию были введены после изобрете-ния Г.Галилеем термометра в начале XVII века. Уже первые измерения тем-пературы, проведенные в шахтах и рудниках, показали, что температура на глубоких горизонтах весь год неизменна и что она увеличивается с глубиной. На это своеобразие теплового режима шахт обращали внимание английский физик Р.Бойль и М.В.Ломоносов. В своем трактате "О вольном движении воздуха, в рудниках примеченном" М.В.Ломоносов писал: "...Воздух в рудниках во всякое время целого года сохраняет равное растворение" (т.е.температуру).

Факт роста температуры с глубиной дал основание для разработки научных космогонических гипотез, первой из которых явилась атеистическая гипотеза Канта-Лапласа. Согласно этой гипотезе история планеты представ-лялась как ее остывание из первоначально расплавленного состояния. Как показали позднейшие расчеты, теплосодержание расплавленной Земли должно было составлять около 3·1031Дж. Впоследствии эта гипотеза вошла в противоречие с другими астрономическими и геологическими фактами и в том числе с геохимическими данными о возрасте Земли, который оказался значительно больше времени, необходимого для остывания земного шара.

В 1868 г. по инициативе английского физика У.Томсона (лорда Кельви-на) измерения температур в скважинах, шахтах и рудниках были системати-зированы, что позволило сделать вывод о том, что на каждые 100 м темпе-ратура возрастает на 2,5°-3,5°С. Одновременно выяснилась необходимость углубленного изучения теоретических вопросов геотермии - природы внутриземного тепла, термической эволюции Земли, глубинного теплового потока, условий формирования гидротерм.
В Земле существует несколько видов теплопередачи, так как ее обо-лочки имеют различную температуру, фазовое состояние и химический со-став.
В ядре, состоящем из окислов железа, может существовать металли-ческая проводимость, для которой выполняется закон Видемана-Франса о прямой пропорциональности между теплопроводностью (k) и электропровод-ностью ( ):
k = B(b/e)2·T· ,
где b - постоянная Больцмана; е - заряд электрона; Т - температура; В - по-стоянная, равная 2,5 для полупроводников и 3 - для металлов. Таким обра-зом, теплопроводность ядра может быть вычислена на основании данных об его электропроводности. Сложнее обстоит дело с вычислением теплопро-водности силикатной оболочки Земли. Здесь уже не применим закон Виде-мана-Франса, а теплопроводность сложным образом зависит от температу-ры, давления и химического состава. Для литосферы основную роль играет решеточная часть теплопроводности.

Теория решеточной (фононной) теплопроводности кристаллических диэлектриков развита в трудах Дебая (1914), Пайерлса (1956), Лейбфрида (1954), Померанчука (1944). Согласно этой теории теплопроводность обратно пропорциональна температуре. Теплопроводность рассматривается как распространение энергии за счет колебаний атомов в кристаллических ре-шетках. Так, по Дебаю, в кристаллах с конечными размерами существует ко-нечное число нормальных колебаний. Энергия каждого нормального колеба-ния не может быть произвольной, она должна определяться целым числом квантов, или фононов. При этом процесс теплопередачи можно рассматри-вать как обмен энергиями в "фононном газе". Теплопроводность тогда про-порциональна длине свободного пробега фононов и их скорости. В реальных кристаллах фононы рассеиваются посредством различных механизмов. В частности, при высоких температурах рассеивание происходит преимущест-венно на другом фононе. Наиболее существенны процессы обмена энергией между тремя фононами: один фонон аннигилирует и рождаются два других, либо два фонона исчезают и рождается третий. Есть два типа трехфононных процессов: нормальные (N-процессы), в которых импульс сохраняется, и процессы переброса (U-процессы), в которых импульс не сохраняется. Пер-вые не дают непосредственного вклада в теплосопротивление, но меняют распределение фононов, тогда как вторые действительно ограничивают и определяют теплопроводность в идеальном неметаллическом кристалле.

В теории введено понятие дебаевской температуры (ТD), которая разделяет интервалы высокотемпературного поведения параметров от низко-температурного. Для горных пород ТD составляет 900-600°С. Температура порядка 600°С достигается в Земле на глубинах 30-50 км. Следовательно, изменение поведения фононной теплопроводности в зависимости от темпе-ратуры приурочено к самому верхнему слою литосферы. При высоких тем-пературах (T>>TD) теплопроводность пропорциональна (1/Т). С понижением температуры (T<TD) она возрастает, достигая максимума, после чего падает в соответствии с законом (Т3) в области очень низких температур, которые не характерны для Земли. Что касается влияния давления на фононную тепло-проводность, то в верхних слоях, где доминирует действие температуры, решеточная теплопроводность должна падать с глубиной. В более глубоких слоях, где превалирует эффект давления, теплопроводность должна возрас-тать. Эти разные тенденции обусловливают появление минимума на кривой зависимости теплопроводности от глубины, приуроченного к верхним слоям верхней мантии.
По экспериментальным данным, полученным для интервала темпера-тур от 20 до 700 С (Ф.Берч, К.Кавада), можно отметить, что для большинства пород теплопроводность убывает с температурой почти как 1/Т; при экс-перименте породы были приведены к уровню нулевой пористости, так как пористость и влагонасыщенность очень влияют на теплопроводность.

Причина уменьшения фононной теплопроводности с ростом темпера-туры при Т>TD заключается в том, что решеточное рассеивание фононов тем больше, чем больше максимальные смещения атомов от их средних поло-жений в кристаллической решетке. Это объясняет, в частности, тот факт, что теплопроводность тел, состоящих из относительно легких атомов, больше теплопроводности тел с тяжелыми атомами, слабо между собой связанными.

Все приведенные рассуждения сделаны для бездефектных кристал-лов. Различные дефекты (точечные, примесные, изотопические), а также границы в поликристаллических телах могут служить дополнительными ис-точниками рассеивания фононов, т.е. уменьшением теплопроводности. При высоких температурах дефектами можно пренебречь, так как определяющим является рассеивание фононов процессами переброса. Но при уменьшении температур, когда влияние процессов переброса быстро падает, заметно сказываются дефекты.
В заключение рассуждений о решеточной теплопроводности приведем эмпирически полученные соотношения для базальтов, связывающие теплопроводность и температуру:
k 3,1/T при Т>573 K и
k 1,15/T при Т<573 K.
При высоких температурах в недрах Земли (>1200 C) становятся су-щественными два других механизма теплопередачи: радиационный и экси-тонный. Радиационный теплоперенос связан с лучистым теплообменом, т.е. с передачей энергии электромагнитными колебаниями. Радиационная теп-лопроводность ничтожно мала на глубинах до 100-200 км и становится срав-нимой с фононной теплопроводностью на больших глубинах, превосходя да-же ее в верхней мантии, но убывая в нижней мантии из-за роста коэффици-ента поглощения излучения веществом.
Экситонная теплопроводность (по термину "экситон", т.е. квант возбу-ждения) связана с возбуждением электрона и "дырки" при поглощении кванта энергии, который превышает энергию связи. Экситонная теплопроводность, так же как и радиационная, пренебрежимо мала при относительно невысоких температурах, т.е. в литосфере. Но на глубинах более 500 км экситонная составляющая даже превышает радиационную и быстрее растет с глубиной.

Еще раз отметим, что в практических задачах нам важно знать фононную теплопроводность пород. Два же других вида теплопроводности нельзя игнорировать при исследовании теплового состояния и термической истории Земли как планеты.
Говоря о механизмах теплопередачи, необходимо изучить такой важ-ный для Земли процесс, как конвекция, т.е. перенос тепла самим теплоноси-телем. Применительно к Земле теплоносителями являются вода, пар, магма и магматические растворы. Эти теплоносители, обладая большой теплоем-костью, при своем движении перераспределяют глубинный тепловой поток, создавая положительные и отрицательные аномалии температуры и тепло-вого потока. Если теплоперенос теплопроводностью происходит повсемест-но, где существует температурный градиент, то перенос конвекцией осуще-ствляется только там, где имеются условия для движения теплоносителей. Очевидно, что наиболее интенсивно конвекция происходит в активно разви-вающихся геологических структурах, где проявляются разломная тектоника, вулканизм и гидротермальная деятельность. Но даже в стабильных тектони-ческих блоках необходимо учитывать конвективный теплоперенос в верхней активной гидродинамической зоне.

К сожалению, геотермическое поле невозможно охарактеризовать только лишь температурой недр из-за того, что температура зависит от глу-бины измерений, а также часто и от широты местности. Для того, чтобы нор-мировать температуру по глубине, введено понятие геотермического гради-ента (grad T). Геотермический градиент является векторной величиной и оп-ределяется из выражения:

grad T = i dT/dx + j dT/dy + k dT/dz.

Плотность теплового потока (или, как часто называют, "тепловой по-ток") - это самая информативная геотермическая характеристика, так как он характеризует мощность теплового источника и величину теплопотерь с по-верхности Земли. Тепловой поток коррелирует с параметрами других геофи-зических полей, которые также характеризуют источник соответствующих полей, например, с величинами гравитационных ( g) и магнитных ( T) ано-малий, что объясняется сходными генетическими факторами, формирующи-ми эти аномалии. Для определения теплового потока традиционно использу-ется метод раздельного измерения геотермического градиента и теплопро-водности. Тепловой поток определяется как произведение этих величин:
q = -k (idT/dx + jdT/dy + kdT/dz).

Тепловой поток на континентах измеряется в буровых скважинах, ко-торые, во-первых, пригодны для измерений по своему техническому состоя-нию, а во-вторых, находились "в состоянии покоя" после окончания бурения по крайней мере 30-50 дней. За это время тепловые возмущения, вызванные процессами бурения и промывки, в основном рассеиваются, и температура бурового раствора становится близкой к температуре окружаю-щих пород.

Подавляющее большинство измерений теплового потока на континен-тах и в океанах, полученных к настоящему времени (а это более 30 тыс. пунктов), выполнено с помощью "раздельной методики", т.е. измерений гео-термического градиента и коэффициента теплопроводности. Этот метод, не-смотря на два источника погрешностей, является наиболее методически разработанным, а потому и наиболее точным.
В районах с высокими тепловыми потоками, например в вулканических областях, делались попытки прямых измерений теплового потока с помощью тепломеров. К сожалению, их низкая чувствительность не позволяет использовать тепломеры в областях со средними и низкими тепловыми потоками.

Поведение физических полей Земли (гравитационного, магнитного, теплового и др.) определяется физическими свойствами горных пород (плот-ностью, намагниченностью, теплопроводностью, упругостью и пр.), которые зависят от их минералогического состава, от давления и температуры. Роль двух последних факторов неодинакова. Давление на одних и тех же глубинах практически остается постоянным, а температура значительно из-меняется в зависимости от величины теплогенерации и теплового потока. В некоторых районах колебания температур могут оказывать определяющее влияние на поведение физических параметров и, следовательно, на характер физических полей. Особенно чувствительны к изменению температур электропроводность и намагниченность.

Таким образом, между распределением тепловых потоков и другими геофизическими полями должны существовать достаточно тесные связи. Они основываются, с одной стороны, на чувствительности этих полей к ко-лебаниям физических параметров горных пород, которые определяются их литолого-петрографическими особенностями, минералогическим составом и характером залегания, а с другой - на зависимости этих параметров от температуры, изменяющейся в соответствии с величиной теплового потока.