При изучении земной коры было обнаружено ее неодинаковое строение в разных районах. Обобщение большого фактического материала позволило выделить два типа строения земной коры - континентальный и океанический.
Континентальный тип
Для континентального типа характерна весьма значительная мощность коры и присутствие гранитного слоя. Граница верхней мантии здесь расположена на глубине 40-50 км и больше. Мощность толщи осадочных горных пород в одних местах достигает 10-15 км, в других - толща может полностью отсутствовать. Средняя мощность осадочных пород континентальной земной коры составляет 5,0 км, гранитного слоя - около 17 км (от 10-40 км), базальтового - около 22 км (до 30 км).
Как упоминалось выше, петрографический состав базальтового слоя континентальной коры пестрый и скорее всего в нем преобладают не базальты, а метаморфические породы основного состава (гранулиты, эклогиты и т.п.). По этой причине некоторые исследователи предлагали этот слой называть гранулитовым.
Мощность континентальной земной коры увеличивается на площади горно-складчатых сооружений. Например, на Восточно-Европейской равнине мощность коры около 40 км (15 км - гранитный слой и более 20 км - базальтовый), а на Памире - в полтора раза больше (около 30 км в сумме составляют толща осадочных пород и гранитный слой и столько же базальтовый слой). Особенно большой мощности достигает континентальная кора в горных областях, расположенных по краям материков. Например, в Скалистых горах (Северная Америка) мощность коры значительно превышает 50 км. Совершенно иным строением обладает земная кора, слагающая дно океанов. Здесь мощность коры резко сокращается и вещество мантии подходит близко к поверхности.
Гранитный слой отсутствует, мощность осадочной толщи сравнительно небольшая. Выделяются верхний слой неуплотненных осадков с плотностью 1,5-2 г/см 3 и мощностью около 0,5 км, вулканогенно-осадочный слой (переслаивание рыхлых осадков с базальтами) мощностью 1-2 км и базальтовый слой, среднюю мощность которого оценивают в 5-6 км. На дне Тихого океана земная кора имеет суммарную мощность 5-6 км; на дне Атлантического океана под осадочной толщей в 0,5-1,0 км располагается базальтовый слой мощностью 3-4 км. Отметим, что с увеличением глубины океана мощность коры не уменьшается.
В настоящее время выделяют также переходные субконтинентальный и субокеанический тип коры, отвечающие подводной окраине материков. В пределах коры субконтинентального типа сильно сокращается гранитный слой, который замещается толщей осадков, а затем по направлению к ложу Океана начинается уменьшение мощности базальтового слоя. Мощность этой переходной зоны земной коры обычно 15-20 км. Граница между океанической и субконтинентальной корой проходит в пределах материкового склона в интервале глубин 1 -3,5 км.
Океанический тип
Хотя кора океанического типа занимает большую площадь, чем континентальная и субконтинентальная, в силу ее небольшой мощности в ней сосредоточен лишь 21% объема земной коры. Сведения об объеме и массе разных типов земной коры приведены на рис.1.
Рис.1. Объем, мощность и масса горизонтов разных типов земной коры
Земная кора залегает на подкорковом мантийном субстрате и составляет всего 0,7% от массы мантии. В случае малой мощности коры (например, на океаническом ложе) самая верхняя часть мантии будет находиться также в твердом состоянии, обычном для горных пород земной коры. Поэтому, как отмечено выше, наряду с понятием о земной коре как об оболочке с определенными показателями плотности и упругих свойств, имеется понятие о литосфере - каменной оболочке, толще твердого вещества, покрывающего поверхность Земли.
Структуры типов земной коры
Типы земной коры различаются также своими структурами. Для земной коры океанического типа характерны разнообразные структуры. По центральной части дна океанов протягиваются мощные горные системы - срединно-океанические хребты. В осевой части эти хребты рассечены глубокими и узкими рифтовыми долинами с крутыми бортами. Эти образования представляют собой зоны активной тектонической деятельности. Вдоль островных дуг и горных сооружений по окраинам материков располагаются глубоководные желоба. Наряду с этими образованиями имеются глубоководные равнины, занимающие огромные площади.
Столь же неоднородна континентальная земная кора. В ее пределах можно выделить молодые горноскладчатые сооружения, где мощность коры в целом и каждого из ее горизонтов сильно возрастает. Выделяются также площади, где кристаллические горные породы гранитного слоя представляют древние складчатые области, выровненные на протяжении длительного геологического времени. Здесь мощность коры значительно меньше. Эти обширные участки континентальной коры называются платформами. Внутри платформ различают щиты - районы, где кристаллический фундамент выходит непосредственно на поверхность, и плиты, кристаллическое основание которых покрыто толщей горизонтально залегающих отложений. Примером щита является территория Финляндии и Карелии (Балтийский щит), в то время как на Восточно-Европейской равнине складчатый фундамент глубоко опущен и перекрыт осадочными отложениями. Средняя мощность осадков на платформах около 1,5 км. Для горноскладчатых сооружений характерна значительно большая мощность толщи осадочных пород, средняя величина которой оценивается в 10 км. Накопление таких мощных отложений достигается длительным постепенным опусканием, прогибанием отдельных участков континентальной коры с последующим их подъемом и складкообразованием. Такие участки называются геосинклиналями. Это наиболее активные зоны континентальной коры. К ним приурочено около 72% всей массы осадочных пород, в то время как на платформах сосредоточено около 28%.
Проявления магматизма на платформах и геосинклиналях резко различается. В периоды прогибания геосинклиналей по глубинным разломам поступает магма основного и ультраосновного состава. В процессе превращения геосинклинали в складчатую область происходит образование и внедрение огромных масс гранитной магмы. Для поздних этапов характерны вулканические излияния лав среднего и кислого состава. На платформах магматические процессы выражены значительно слабее и представлены преимущественно излияниями базальтов или лав щелочно-основного состава. Среди осадочных пород континентов преобладают глины и глинистые сланцы. На дне океанов увеличивается содержание известковых осадков. Итак, земная кора состоит из трех слоев. Ее верхний слой сложен осадочными породами и продуктами выветривания. Объем этого слоя составляет около 10% общего объема земной коры. Большая часть вещества находится на континентах и переходной зоне, в пределах океанической коры его не более 22% объема слоя.
В так называемом гранитном слое наиболее распространенными породами являются гранитоиды, гнейсы и кристаллические сланцы. На породы более основного состава приходится около 10% этого горизонта. Это обстоятельство хорошо отражается на среднем химическом составе гранитного слоя. При сопоставлении величин среднего состава обращает на себя внимание ясное различие этого слоя и осадочной толщи (рис. 2).
Рис.2. Химический состав земной коры (в весовых процентах)
Состав базальтового слоя в двух основных типах земной коры неодинаков. На континентах эта толща характеризуется разнообразием горных пород. Здесь присутствуют глубоко метаморфизованные и магматические породы основного и даже кислого состава. Основные породы составляют около 70% всего объема этого слоя. Базальтовый слой океанической коры значительно более однороден. Преобладающим типом пород являются так называемые толеитовые базальты, отличающиеся от континентальных базальтов низким содержанием калия, рубидия, стронция, бария, урана, тория, циркония и высоким отношением Na/K. Это связано с меньшей интенсивностью процессов дифференциации при их вплавлении из мантии. В глубоких рифовых разломах выходят ультраосновные породы верхней мантии. Распространенность горных пород в земной коре, сгруппированных для определения соотношения их объема и масс, приведена на рис.3.
Рис.3. Распространенность горных пород в земной коре
Формирование земной коры
Земная кора континентов состоит из кристаллических пород базальтового и гранитного геофизических слоев (59,2% и 29,8% соответственно от общего объема земной коры), перекрытых оса- дочной оболочкой (стратисферой). Площадь материков и островов составляет 149 млн. км 2 . Осадочная оболочка покрывает 119 млн. км 2 , т.е. 80% общей площади суши, выклиниваясь в направлении к древним щитам платформ. Сложена она преимущественно позднепротерозойскими и фанерозойскими осадочными и вулканогенными породами, хотя в ее составе присутствуют в незначительном количестве и более древние средне и раннепротерозойские слабо метаморфизованные отложения протоплатформ. Площади выходов осадочных пород с увеличением возраста убывают, а кристаллических пород – растут.
Осадочная оболочка земной коры океанов, занимающих 58% общей площади Земли, залегает на базальтовом слое. Возраст ее отложений по данным глубоководного бурения охватывает интервал времени от верхней юры до четвертичного периода включительно. Средняя мощность осадочной оболочки Земли оценивается в 2,2 км, что соответствует 1/3000 радиуса планеты. Общий объем слагающих ее образований примерно 1100 млн. км 3 , что составляет 10,9% от общего объема земной коры и 0,1% от общего объема Земли. Общий объем океанских осадков оценивается в 280 млн. км3. Средняя мощность земной коры оценивается в 37,9 км, что составляет 0,94% от общего объема Земли. Вулканические породы составляют 4,4% на платформах и 19,4% в складчатых областях от общего объема осадочной оболочки. В платформенных областях и, особенно, в океанах широко распространены базальтовые покровы, занимающие более чем две трети поверхности Земли.
Земная кора, атмосфера и гидросфера Земли сформированы вследствие геохимической дифференциации нашей планеты, сопровождавшейся плавлением и дегазацией глубинного вещества. Формирование земной коры обусловлено взаимодействием эндогенных (магматических, флюидно-энергетических) и экзогенных (физическое и химическое выветривание, разрушение, разложение пород, интенсивное терригенное осадконакопление) факторов. Большое значение при этом имеет изотопная систематика магматических пород, поскольку именно магматизм несет в себе информацию о геологическом времени и вещественной специфике поверхностных тектонических и глубинных мантийных процессов, ответственных за формирование океанов и континентов и отражает важнейшие особенности процессов превращения глубинного вещества Земли в земную кору. Наиболее обоснованным считается последовательное образование за счет деплетированной мантии океанской коры, которая в зонах конвергентного взаимодействия плит формирует кору переходного типа островных дуг, а последняя после ряда структурно-вещественных преобразований превращается в континентальную земную кору.
Существует два основных типа земной коры: океанская и материковая. Выделяется также переходный тип земной коры.
Океанская земная кора. Мощность океанской земной коры в современную геологическую эпоху колеблется от 5 до 10 км. Она состоит из следующих трех слоев:
- 1) верхний тонкий слой морских осадков (мощность не более 1 км);
- 2) средний базальтовый слой (мощность от 1,0 до 2,5 км);
- 3) нижний слой габбро (мощность около 5 км).
Материковая (континентальная) земная кора. Материковая земная кора имеет более сложное строение и большую мощность, чем океанская земная кора. Ее мощность в среднем составляет 35-45 км, а в горных странах увеличивается до 70 км. Она состоит также их трех слоев, но существенно отличается от океанской:
- 1) нижний слой, сложенный базальтами (мощность около 20 км);
- 2) средний слой занимает основную толщу материковой коры и условно называется гранитным. Он сложен в основном гранитами и гнейсами. Под океаны этот слой не распространяется;
- 3) верхний слой - осадочный. Его мощность в среднем составляет около 3 км. В некоторых районах мощность осадков достигает 10 км (например, в Прикаспийской низменности). В отдельных районах Земли осадочный слой отсутствует вообще и на поверхность выходят гранитный слой. Такие районы называются щитами (например, Украинский щит, Балтийский щит).
На материках в результате выветривания горных пород образуется геологическая формация, получившая название коры выветривания.
Гранитный слой от базальтового отделен поверхностью Конрада, на которой скорость сейсмических волн возрастает от 6,4 до 7,6 км/ сек.
Граница между земной корой и мантией (как на материках, так и на океанах) проходит по поверхности Мохоровичича (линия Мохо). Скорость сейсмических волн на ней скачкообразно увеличивается до 8 км/ час.
Кроме двух основных типов - океанского и материкового - есть также участки смешанного (переходного) типа.
На материковых отмелях или шельфах кора имеет мощность около 25 км и в целом сходна с материковой корой. Однако в ней может выпадать слой базальта. В Восточной Азии в области островных дуг (Курильские острова, Алеутские острова, Японские острова и др.) земная кора переходного типа. Наконец, весьма сложна и пока мало изучена земная кора срединных океанических хребтов. Здесь нет границы Мохо, и вещество мантии по разломам поднимается в кору и даже на ее поверхность.
Понятие «земная кора» следует отличать от понятия «литосфера». Понятие «литосфера» является более широким, чем «земная кора». В литосферу современная наука включает не только земную кору, но и самую верхнюю мантию до астеносферы, то есть до глубины примерно около 100 км.
Понятие об изостазии . Изучение распределения силы тяжести показало, что все части земной коры - материки, горные страны, равнины - уравновешены на верхней мантии. Это уравновешенное их положение называется изостазией (от лат. isoc - ровный, stasis - положение). Изостатическое равновесие достигается благодаря тому, что мощность земной коры обратно пропорциональна ее плотности. Тяжелая океаническая кора тоньше более легкой материковой.
Изостазия - в сущности это даже и не равновесие, а стремление к равновесию, непрерывно нарушаемое и вновь восстанавливаемое. Так, например, Балтийский щит после стаивания материковых льдов плейстоценового оледенения поднимается примерно на 1 метр в столетие. Площадь Финляндии все время увеличивается за счет морского дна. Территория Нидерландов, наоборот, понижается. Нулевая линия равновесия проходит в настоящее время несколько южнее 60 0 с.ш. Современный Санкт-Петербург находится примерно на 1,5 м выше, чем Санкт-Петербург времен Петра Первого. Как показывают данные современных научных исследований, даже тяжесть больших городов оказывается достаточной для изостатического колебания территории под ними. Следовательно, земная кора в зонах больших городов весьма подвижна. В целом же рельеф земной коры является зеркальным отражением поверхности Мохо, подошвы земной коры: возвышенным участкам соответствуют углубления в мантию, пониженным - более высокий уровень ее верхней границы. Так, под Памиром глубина поверхности Мохо составляет 65 км, а в Прикаспийской низменности - около 30 км.
Термические свойства земной коры . Суточные колебания температуры почвогрунтов распространяются на глубину 1,0-1,5 м, а годовые в умеренных широтах в странах с континентальным климатом до глубины 20-30 м. На той глубине, где прекращается влияние годовых колебаний температуры вследствие нагревания земной поверхности Солнцем, находится слой постоянной температуры грунта. Он называется изотермическим слоем. Ниже изотермического слоя вглубь Земли температура повышается, и это вызывается уже внутренней теплотой земных недр. В формировании климатов внутреннее тепло не участвует, но оно служит энергетической основой всех тектонических процессов.
Число градусов, на которое увеличивается температура на каждые 100 м глубины называется геотермическим градиентом. Расстояние в метрах, при опускании на которое температура возрастает на 1 0 С называется геотермической ступенью. Величина геотермической ступени зависит от рельефа, теплопроводности горных пород, близости вулканических очагов, циркуляции подземных вод и др. В среднем геотермическая ступень равна 33 м. В вулканических областях геотермическая ступень может быть равной всего около 5 м, а в геологически спокойных областях (например, на платформах) она может достигать 100 м.
И.М. Капитонов
Ядерное тепло Земли
Земное тепло
Земля – довольно
сильно нагретое тело и является источником
тепла. Она нагревается, прежде всего,
за счёт поглощаемого ею солнечного
излучения. Но Земля имеет и собственный
тепловой ресурс сопоставимый с получаемым
теплом от Солнца. Считается, что эта
собственная энергия Земли имеет следующее
происхождение. Земля возникла около
4.5 млрд лет назад вслед за образованием
Солнца из вращающегося вокруг него и
уплотняющегося протопланетного
газо-пылевого диска. На раннем этапе
своего формирования происходил разогрев
земной субстанции за счёт сравнительно
медленного гравитационного сжатия.
Большую роль в тепловом балансе Земли
играла также энергия, выделявшаяся при
падении на неё мелких космических тел.
Поэтому молодая Земля была расплавленной.
Остывая, она постепенно пришла к своему
нынешнему состоянию с твёрдой поверхностью,
значительная часть которой покрыта
океаническими и морскими водами. Этот
твёрдый наружный слой называют земной
корой
и в
среднем на участках суши его толщина
около 40 км, а под океаническими водами
– 5-10 км. Более глубокий слой Земли,
называемый мантией
,
также состоит из твёрдого вещества. Он
простирается на глубину почти до 3000 км
и в нём содержится основная часть
вещества Земли. Наконец самая внутренняя
часть Земли – это её ядро
.
Оно состоит из двух слоёв – внешнего и
внутреннего. Внешнее
ядро
это слой
расплавленного железа и никеля при
температуре 4500-6500 K
толщиной 2000-2500 км. Внутреннее
ядро
радиусом
1000-1500 км представляет собой нагретый
до температуры 4000-5000 K
твёрдый железо-никелевый сплав плотностью
около 14 г/см 3 ,
возникший при огромном (почти 4 млн
бар) давлении.
Помимо
внутреннего тепла Земли, доставшегося
её в наследство от самого раннего
горячего этапа её формирования, и
количество которого должно уменьшаться
со временем, существует и другой, –
долговременный, связанный с радиоактивным
распадом ядер с большим периодом
полураспада – прежде всего, 232 Th,
235 U,
238 U
и 40 K.
Энергия, выделяющаяся в этих распадах
– на их долю приходится почти 99% земной
радиоактивной энергии – постоянно
пополняет тепловые запасы Земли.
Вышеперечисленные ядра содержатся в
коре и мантии. Их распад приводит к
нагреву как внешних, так и внутренних
слоёв Земли.
Часть
огромного тепла, содержащегося внутри
Земли, постоянно выходит на её поверхность
часто в весьма масштабных вулканических
процессах. Тепловой поток, вытекающий
из глубин Земли через её поверхность
известен. Он составляет (47±2)·10 12
Ватт ,
что эквивалентно теплу, которое могут
генерировать 50 тысяч атомных электростанций
(средняя мощность одной АЭС около 10 9
Ватт). Возникает вопрос, играет ли
какую-либо существенную роль радиоактивная
энергия в полном тепловом бюджете Земли
и если играет, то какую? Ответ на эти
вопросы долгое время оставался
неизвестным. В настоящее время появились
возможности ответить на эти вопросы.
Ключевая роль здесь принадлежит нейтрино
(антинейтрино), которые рождаются в
процессах радиоактивного распада ядер,
входящих в состав вещества Земли и
которые получили название гео-нейтрино
.
Гео-нейтрино
Гео-нейтрино – это объединённое название нейтрино или антинейтрино, которые испускаются в результате бета-распада ядер, расположенных под земной поверхностью. Очевидно, что благодаря беспрецедентной проникающей способности, регистрация именно их (и только их) наземными нейтринными детекторами может дать объективную информацию о процессах радиоактивного распада, происходящих глубоко внутри Земли. Примером такого распада является β − -распад ядра 228 Ra, которое является продуктом α-распада долгоживущего ядра 232 Th (см. таблицу):
Период
полураспада (T 1/2)
ядра
228 Ra равен
5.75 лет, выделяющаяся энергия составляет
около 46 кэВ. Энергетический спектр
антинейтрино непрерывен с верхней
границей близкой к выделяющейся энергии.
Распады
ядер
232 Th,
235 U,
238 U представляют
собой цепочки последовательных распадов,
образующих так называемые радиоактивные
ряды
. В таких
цепочках α-распады
перемежаются
β − -распадами,
так как при α-распадах
конечные ядра оказываются смещёнными
от линии β-стабильности
в область ядер, перегруженных нейтронами.
После цепочки последовательных распадов
в конце каждого ряда образуются стабильные
ядра с близким или равным магическим
числам количеством протонов и нейтронов
(Z
=
82, N
=
126). Такими конечными ядрами являются
стабильные изотопы свинца или висмута.
Так распад
T 1/2
завершается
образованием дважды магического ядра
208 Pb, причем
на пути
232 Th → 208 Pb
происходит шесть
α-распадов,
перемежающихся четырьмя β − -распадами
(в цепочке 238 U → 206 Pb
восемь α-
и шесть
β − -распадов;
в цепочке 235 U → 207 Pb семь
α-
и четыре
β − -распада).
Таким образом, энергетический спектр
антинейтрино от каждого радиоактивного
ряда представляет собой наложение
парциальных спектров от отдельных β − -распадов,
входящих в состав этого ряда. Спектры
антинейтрино, образующихся в распадах
232 Th,
235 U,
238 U, 40 K,
показаны на рис. 1. Распад 40 K
это однократный β − -распад
(см. таблицу). Наибольшей энергии (до
3.26 МэВ) антинейтрино достигают в распаде
214 Bi → 214 Po,
являющемся звеном радиоактивного ряда
238 U.
Полная энергия, выделяющаяся при
прохождении всех звеньев распада ряда
232 Th → 208 Pb, равна
42.65 МэВ. Для радиоактивных рядов 235 U
и
238 U эти
энергии соответственно 46.39 и 51.69 МэВ.
Энергия, освобождающаяся в распаде
40 K → 40 Ca,
составляет 1.31 МэВ.
Характеристики ядер 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K
| Ядро | Доля в % в смеси изотопов |
Число ядер относит. ядер Si |
T 1/2 , млрд лет |
Первые
звенья распада |
|---|---|---|---|---|
| 232 Th | 100 | 0.0335 | 14.0 | |
| 235 U | 0.7204 | 6.48·10 -5 | 0.704 | |
| 238 U | 99.2742 | 0.00893 | 4.47 | |
| 40 K | 0.0117 | 0.440 | 1.25 |
 |
Оценка потока гео-нейтрино, сделанная на основе распада ядер 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, содержащихся в составе вещества Земли, приводит к величине порядка 10 6 см -2 сек -1 . Зарегистрировав эти гео-нейтрино, можно получить информацию о роли радиоактивного тепла в полном тепловом балансе Земли и проверить наши представления о содержании долгоживущих радиоизотопов в составе земного вещества.
Рис. 1. Энергетические
спектры антинейтрино от распада ядер
232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, нормализованные к одному распаду родительского ядра
Для регистрации электронных антинейтрино используется реакция
P → e + + n, (1)
в которой собственно и была открыта эта частица. Порог этой реакции 1.8 МэВ. Поэтому только гео-нейтрино, образующиеся в цепочках распада, стартующих с ядер 232 Th и 238 U, могут быть зарегистрированы в вышеуказанной реакции. Эффективное сечение обсуждаемой реакции крайне мало: σ ≈ 10 -43 см 2 . Отсюда следует, что нейтринный детектор с чувствительным объёмом 1 м 3 будет регистрировать не более нескольких событий в год. Очевидно, что для уверенной фиксации потоков гео-нейтрино необходимы нейтринные детекторы большого объёма, размещённые в подземных лабораториях для максимальной защиты от фона. Идея использовать для регистрации гео-нейтрино детекторы, предназначенные для изучения солнечных и реакторных нейтрино, возникла в 1998 г. . В настоящее время имеется два нейтринных детектора большого объёма, использующих жидкий сцинтиллятор и пригодные для решения поставленной задачи. Это нейтринные детекторы экспериментов KamLAND (Япония, ) и Borexino (Италия, ). Ниже рассматривается устройство детектора Borexino и полученные на этом детекторе результаты по регистрации гео-нейтрино.
Детектор Borexino и регистрация гео-нейтрино
Нейтринный детектор Борексино расположен в центральной Италии в подземной лаборатории под горным массивом Гран Сассо, высота горных пиков которого достигает 2.9 км (рис. 2).
Рис.
2. Схема расположения нейтринной
лаборатории под
горным массивом
Гран Сассо (центральная Италия)
Борексино
это несегментированный массивный
детектор, активной средой которого
являются
280 тонн органического жидкого
сцинтиллятора. Им заполнен нейлоновый
сферический сосуд диаметром 8.5 м (рис.
3). Сцинтиллятором является псевдокумол
(С 9 Н 12)
со сдвигающей спектр добавкой РРО (1.5
г/л). Свет от сцинтиллятора собирается
2212 восьмидюймовыми фотоумножителями
(ФЭУ), размещёнными на сфере из нержавеющей
стали (СНС).
Рис.
3. Схема устройства детектора Борексино
Нейлоновый
сосуд с псевдокумолом является внутренним
детектором, в задачу которого и входит
регистрация нейтрино (антинейтрино).
Внутренний детектор окружён двумя
концентрическими буферными зонами,
защищающими его от внешних гамма-квантов
и нейтронов. Внутренняя зона заполнена
несцинтиллирующей средой, состоящей
из 900 тонн псевдокумола с добавками
диметилфталата, гасящими сцинтилляции.
Внешняя зона располагается поверх СНС
и является водным черенковским детектором,
содержащим 2000 тонн сверхчистой воды и
отсекающим сигналы от мюонов, попадающих
в установку извне. Для каждого
взаимодействия, происходящего во
внутреннем детекторе, определяется
энергия и время. Калибровка детектора
с использованием различных радиоактивных
источников позволила весьма точно
определить его энергетическую шкалу и
степень воспроизводимости светового
сигнала.
Борексино
является детектором очень высокой
радиационной чистоты. Все материалы
прошли строгий отбор, а сцинтиллятор
был подвергнут очистке для максимального
уменьшения внутреннего фона. Вследствие
высокой радиационной чистоты Борексино
является прекрасным детектором для
регистрации антинейтрино.
В
реакции (1) позитрон даёт мгновенный
сигнал, за которым через некоторое время
следует захват нейтрона ядром водорода,
что приводит к появлению γ-кванта
с энергией 2.22 МэВ, создающего сигнал,
задержанный относительно первого. В
Борексино время захвата нейтрона около
260 мкс. Мгновенный и задержанный сигналы
коррелируют в пространстве и во времени,
обеспечивая точное распознавание
события, вызванного
e .
Порог
реакции (1) равен 1.806 МэВ и, как видно из
рис. 1, все гео-нейтрино от распадов 40 K
и
235 U
оказываются ниже
этого порога и лишь часть гео-нейтрино,
возникших в распадах 232 Th
и
238 U,
может быть зарегистрирована.
Детектор
Борексино впервые зарегистрировал
сигналы от гео-нейтрино в 2010 г. и недавно
опубликованы новые результаты, основанные
на наблюдениях в течение 2056 дней в период
с декабря 2007 г. по март 2015 г. Ниже мы
приведём полученные данные и результаты
их обсуждения, основываясь на статье
.
В
результате анализа экспериментальных
данных были идентифицированы 77 кандидатов
в электронные антинейтрино, прошедшие
все критерии отбора. Фон от событий,
имитирующих
e ,
оценивался величиной
. Таким
образом, отношение сигнал/фон было ≈100.
Главным
источником фона были реакторные
антинейтрино. Для Борексино ситуация
была достаточно благоприятной, так как
вблизи лаборатории Гран Сассо нет
ядерных реакторов. Кроме того, реакторные
антинейтрино более энергичные по
сравнению с гео-нейтрино, что позволяло
отделить эти антинейтрино по величине
сигнала от позитрона. Результаты анализа
вкладов гео-нейтрино и реакторных
антинейтрино в полное число
зарегистрированных событий от
e
показаны на рис. 4. Количество
зарегистрированных гео-нейтрино,
даваемое этим анализом (на рис. 4 им
соответствует затемнённая область),
равно 
. В
извлечённом в результате анализа спектре
гео-нейтрино видны две группы – менее
энергичная, более интенсивная и более
энергичная, менее интенсивная. Эти
группы авторы описываемого исследования
связывают с распадами соответственно
тория и урана.
В
обсуждаемом анализе использовалось
отношение масс тория и урана в веществе
Земли
m(Th)/m(U) = 3.9 (в
таблице эта величина ≈3.8).
Указанная цифра отражает относительное
содержание этих химических элементов
в хондритах – наиболее распространённой
группе метеоритов (более 90% метеоритов,
упавших на Землю, относятся к этой
группе). Считается, что состав хондритов
за исключением лёгких газов (водород и
гелий) повторяет состав Солнечной
системы и протопланетного диска, из
которого образовалась Земля.
Рис.
4. Спектр
светового выхода от позитронов в единицах
числа фотоэлектронов
для событий-кандидатов в антинейтрино (экспериментальные
точки). Затемнённая область – вклад гео-нейтрино.
Сплошная линия – вклад реакторных
антинейтрино.