Õppides maakoor selle erinev struktuur avastati erinevates piirkondades. Suure hulga faktilise materjali üldistamine on võimaldanud eristada kahte tüüpi maakoore ehitust – mandri- ja ookeanilist.
Kontinentaalne tüüp
Sest kontinentaalne tüüp mida iseloomustab väga oluline maakoore paksus ja graniidikihi olemasolu. Ülemise vahevöö piir asub siin 40-50 km või rohkem sügavusel. Settekihtide paksus kivid kohati ulatub 10-15 km-ni, teisal võib paksus sootuks puududa. Keskmine võimsus settekivimid Mandriline maakoor on 5,0 km, graniidikiht on umbes 17 km (alates 10-40 km), basaldikiht on umbes 22 km (kuni 30 km).
Nagu eespool mainitud, on mandri maakoore basaltse kihi petrograafiline koostis kirju ja suure tõenäosusega ei domineeri selles mitte basaltid, vaid põhikoostisega moondekivimid (granuliidid, eklogiidid jne). Sel põhjusel tegid mõned teadlased ettepaneku nimetada seda kihti granuliidiks.
Mandri maakoore paksus suureneb volditud mägistruktuuride piirkonnas. Näiteks Ida-Euroopa tasandikul on maakoore paksus umbes 40 km (15 km - graniidikiht ja üle 20 km - basalt) ja Pamiiris - poolteist korda rohkem (kokku umbes 30 km). settekivimite ja graniidikihi paksus ning sama palju basaldikihti). Eriti suur jõud jõuab mandri maakooreni mägistel aladel, mis asuvad piki mandrite servi. Näiteks Kaljumägedes ( Põhja-Ameerika) maakoore paksus ületab oluliselt 50 km. Maakoor, mis moodustab ookeanide põhja, on täiesti erineva ehitusega. Siin väheneb maakoore paksus järsult ja mantlimaterjal jõuab pinna lähedale.
Graniidikiht puudub ja settekihtide paksus on suhteliselt väike. Välja paistma ülemine kiht konsolideerimata setted tihedusega 1,5-2 g/cm 3 ja paksusega umbes 0,5 km, vulkaani-settekiht (lahtisete setete vahekiht basaltidega) paksusega 1-2 km ja basaldikiht, keskmine paksus millest hinnanguliselt 5-6 km . Põhjas vaikne ookean maakoore kogupaksus on 5-6 km; põhjas Atlandi ookean 0,5-1,0 km settepaksuse all on 3-4 km paksune basaldikiht. Pange tähele, et ookeani sügavuse suurenemisega maakoore paksus ei vähene.
Praegu eristatakse ka mandrite veealusele piirile vastavat üleminekuperioodi subkontinentaalset ja subokeaanilist maakoore tüüpi. Subkontinentaalset tüüpi maakoores väheneb oluliselt graniidikiht, mis asendub setete paksusega ning seejärel ookeanipõhja suunas hakkab basaldikihi paksus vähenema. Selle jõud üleminekutsoon Maakoore pikkus on tavaliselt 15-20 km. Ookeanilise ja subkontinentaalse maakoore piir kulgeb mandri nõlva sees sügavusvahemikus 1–3,5 km.
Ookeani tüüp
Kuigi koor ookeaniline tüüp võtab suur ala kui mandri- ja subkontinentaalne, on selle väikese paksuse tõttu koondunud vaid 21% maakoore mahust. Teave mahu ja kaalu kohta erinevad tüübid maapõuest on näidatud joonisel 1.
Joonis 1. Erinevat tüüpi maakoore horisontide maht, paksus ja mass
Maakoor asetseb maapõuealusel vahevöö substraadil ja moodustab vaid 0,7% vahevöö massist. Madala maakoore paksuse korral (näiteks ookeani põhjas) kõige rohkem ülemine osa vahevöö on samuti tahkes olekus, mis on maakoore kivimite puhul tavaline. Seetõttu, nagu eespool märgitud, eksisteerib koos maakoore kui teatud tiheduse ja elastsuse näitajatega kesta mõistega ka litosfääri mõiste - kivikest, mis on Maa pinda katvast tahkest ainest paksem.
Maakoore tüüpide struktuurid
Maakoore tüübid erinevad ka oma ehituselt. Ookeanilist maakoort iseloomustavad mitmesugused struktuurid. Mööda ookeanipõhja keskosa on võimsad mägisüsteemid- ookeani keskahelikud. Aksiaalses osas lõikavad need servi sügavad ja kitsad lõhede orud järskude külgedega. Need moodustised esindavad aktiivse tektoonilise aktiivsuse tsoone. Süvamerekraavid asuvad piki saarekaarte ja mägirajatisi mandrite servadel. Nende moodustiste kõrval on süvamere tasandikud, mis hõivavad suuri alasid.
Mandri maakoor on sama heterogeenne. Selle piirides võib eristada noori mäekurruseid struktuure, kus maakoore paksus tervikuna ja iga selle horisondi paksus suureneb oluliselt. Samuti tuvastatakse alad, kus graniidikihi kristalsed kivimid kujutavad endast iidseid kurrutatud alasid, mis on pika geoloogilise aja jooksul tasandatud. Siin on koore paksus palju väiksem. Neid suuri mandrilise maakoore alasid nimetatakse platvormideks. Platvormide sees eristatakse kilpe - alasid, kus kristalne vundament tuleb otse pinnale, ja plaate, mille kristalne alus on kaetud paksusega horisontaalselt esinevate setetega. Kilbi näide on Soome ja Karjala (Balti Kilp) territoorium, Ida-Euroopa tasandikul on kurrutatud kelder sügavalt alla surutud ja kaetud setetega. Sademete keskmine paksus platvormidel on umbes 1,5 km. Mägikurrulisi struktuure iseloomustab oluliselt suurem settekivimite paksus, keskmine väärtus mis on hinnanguliselt 10 km. Selliste paksude lademete kogunemine saavutatakse pikaajalise järkjärgulise vajumisega, mandri maakoore üksikute lõikude vajumisega, millele järgneb nende tõus ja voltimine. Selliseid alasid nimetatakse geosünkliinideks. Need on mandri maakoore kõige aktiivsemad tsoonid. Umbes 72% settekivimite kogumassist on nendega piiratud, samas kui umbes 28% on koondunud platvormidele.
Magmatismi ilmingud platvormidel ja geosünkliinidel on järsult erinevad. Geosünkliinide vajumise perioodidel siseneb põhi- ja ülialuselise koostisega magma sügavatele murrangutele. Geosünkliini muutmise käigus volditud piirkonnaks moodustuvad ja tungivad sisse tohutud graniidimagma massid. Hilisemaid staadiume iseloomustavad keskmise ja happelise koostisega laavade vulkaanilised väljavalamised. Platvormidel on magmaatilised protsessid palju vähem väljendunud ja neid esindavad peamiselt leeliselise koostisega basaltide või laamade väljavalamine. Mandrite settekivimite hulgas on ülekaalus savid ja kildad. Ookeanide põhjas suureneb lubjarikaste setete sisaldus. Niisiis koosneb maakoor kolmest kihist. Selle ülemine kiht koosneb settekivimitest ja ilmastikuproduktidest. Selle kihi maht moodustab umbes 10% maakoore kogumahust. Enamik Aine asub mandritel ja üleminekuvööndis; ookeanilises maakoores mitte rohkem kui 22% kihi mahust.
Nn graniidikihis on levinumad kivimid graniidid, gneissid ja kiltkivid. Põhikivimid moodustavad sellest horisondist umbes 10%. See asjaolu kajastub hästi graniidikihi keskmises keemilises koostises. Keskmiste koostise väärtuste võrdlemisel juhitakse tähelepanu selgele erinevusele selle kihi ja settejärjestuse vahel (joonis 2).
Joonis 2. Keemiline koostis maakoor (kaaluprotsentides)
Basaldikihi koostis kahes peamises maakoore tüübis on erinev. Mandritel iseloomustavad seda järjestust mitmesugused kivimid. Esineb sügavalt moondunud ja tardkivimeid aluselise ja isegi happelise koostisega. Põhikivimid moodustavad umbes 70% selle kihi kogumahust. Ookeanilise maakoore basaldikiht on palju homogeensem. Domineerivad kivimitüübid on nn toleiitbasaltid, mis erinevad mandri basaltidest madala kaaliumi-, rubiidiumi-, strontsiumi-, baariumi-, uraani-, tooriumi-, tsirkooniumi- ja tsirkooniumisisalduse poolest. kõrge suhtumine Na/K. See on tingitud diferentseerumisprotsesside väiksemast intensiivsusest nende sulamisel vahevööst. Ülemise vahevöö ülialuselised kivimid tekivad sügavates riffide murdudes. Kivimite levimus maakoores, mis on rühmitatud nende mahu ja massi suhte määramiseks, on näidatud joonisel 3.
Joonis 3. Kivimite esinemine maakoores
Maakoore teke
Mandriline maakoor koosneb basaldi ja graniidi geofüüsikaliste kihtide kristallilistest kivimitest (vastavalt 59,2% ja 29,8% maakoore kogumahust), mis on kaetud settekihiga (stratisfäär). Mandrite ja saarte pindala on 149 miljonit km 2. Settekest katab 119 miljonit km 2, s.o. 80% kogupindala maa, kiiludes iidsete platvormkilpide poole. Koosneb valdavalt hilisproterosoikumi ja fanerosoikumi sette- ja vulkanogeensetest kivimitest, kuigi sisaldab vähesel määral ka vanemaid keskmise ja varajase proterosoikumi nõrgalt moondunud protoplatvormide setteid. Vanuse kasvades settekivimite paljandite pindalad vähenevad, kristalsete kivimite omad aga suurenevad.
Ookeanide maakoore settekiht, mis hõlmab 58% Maa kogupindalast, toetub basaltkihile. Selle maardlate vanus hõlmab süvamere puurimisandmete kohaselt ajavahemikku ülemjuura ajast kuni kvaternaari perioodini (kaasa arvatud). Maa settekihi keskmiseks paksuseks hinnatakse 2,2 km, mis vastab 1/3000 planeedi raadiusest. Selle moodustavate moodustiste kogumaht on ligikaudu 1100 miljonit km 3, mis moodustab 10,9% maakoore kogumahust ja 0,1% Maa kogumahust. Ookeani setete kogumaht on hinnanguliselt 280 miljonit km3. Maakoore keskmiseks paksuseks hinnatakse 37,9 km, mis moodustab 0,94% Maa kogumahust. Vulkaanilised kivimid moodustavad platvormidel 4,4% ja volditud aladel 19,4% settekesta kogumahust. Platvormialadel ja eriti ookeanides on basaltkatted laialt levinud, hõivates üle kahe kolmandiku Maa pinnast.
Maakoor, atmosfäär ja Maa hüdrosfäär tekkisid meie planeedi geokeemilise diferentseerumise tulemusena, millega kaasnes süvaaine sulamine ja degaseerimine. Maakoore teket põhjustab endogeensete (magmaatiline, vedeliku-energia) ja eksogeensete (füüsikaline ja keemiline murenemine, hävimine, kivimite lagunemine, intensiivne terrigeenne settimine) koosmõju. Suur tähtsus samal ajal on tardkivimite isotoopsüstemaatika, kuna just magmatism kannab teavet geoloogilise aja ning ookeanide ja mandrite tekke eest vastutavate pinnatektooniliste ja süvavahevöö protsesside materjalispetsiifilisuse kohta ning peegeldab kõige olulisemad omadused Maa süvaaine muundumisprotsessid maakooreks. Kõige mõistlikumaks peetakse ookeanilise maakoore järjestikust moodustumist ammendunud vahevöö tõttu, mis plaatide konvergentse vastasmõju tsoonides moodustab saarekaarte üleminekukooriku ning viimane pärast mitmeid struktuurseid ja materiaalseid transformatsioone pöördub. mandri maakoore sisse.
Maakoort on kahte peamist tüüpi: ookeaniline ja mandriline. Eristatakse ka maakoore üleminekutüüpi.
Ookeaniline maakoor. Ookeani maakoore paksus kaasajal geoloogiline epohh ulatub 5-10 km. See koosneb kolmest järgmisest kihist:
- 1) ülemine õhuke meresetete kiht (paksus mitte üle 1 km);
- 2) keskmine basaldikiht (paksus 1,0-2,5 km);
- 3) alumine gabro kiht (paksus ca 5 km).
Mandri (mandri) maakoor. Mandrilises maakoores on rohkem keeruline struktuur ja paksusem kui ookeaniline maakoor. Selle paksus on keskmiselt 35-45 km ja mägistes riikides kasvab see 70 km-ni. See koosneb ka kolmest kihist, kuid erineb oluliselt ookeanist:
- 1) basaltidest koosnev alumine kiht (paksus ca 20 km);
- 2) keskmine kiht hõivab mandrilise maakoore põhipaksuse ja seda nimetatakse tinglikult graniidiks. See koosneb peamiselt graniidist ja gneissist. See kiht ei ulatu ookeanide alla;
- 3) pealmine kiht on setteline. Selle paksus on keskmiselt umbes 3 km. Mõnes piirkonnas ulatub sademete paksus 10 km-ni (näiteks Kaspia madalikul). Osades Maa piirkondades pole settekihti üldse ja pinnale tuleb graniidikiht. Selliseid alasid nimetatakse kilpideks (näiteks Ukraina kilp, Balti kilp).
Mandritel tekib kivimite murenemise tagajärjel geoloogiline moodustis, mida nimetatakse murenemiskooreks.
Graniidikihti eraldab basaldikihist Conradi pind, millel seismiliste lainete kiirus suureneb 6,4-lt 7,6 km/sek-ni.
Maakoore ja vahevöö piir (nii mandritel kui ka ookeanidel) kulgeb mööda Mohorovici pinda (Moho joon). Seismiliste lainete kiirus sellel tõuseb järsult 8 km/h-ni.
Lisaks kahele põhitüübile – ookeanilisele ja mandrilisele – leidub ka segatüüpi (ülemineku) piirkondi.
Mandri madalikul või riiulitel on maakoor umbes 25 km paksune ja sarnaneb üldiselt mandrilise maakoorega. Basaldikiht võib aga välja kukkuda. IN Ida Aasia saarekaarte piirkonnas (Kuriili saared, Aleuudi saared, Jaapani saared jt) on maakoor siirdetüüpi. Lõpuks on ookeani keskahelike maakoor väga keeruline ja seda on seni vähe uuritud. Siin puudub Moho piir ja mantlimaterjal tõuseb mööda rikkeid maakoore ja isegi selle pinnale.
Mõistet "maakoor" tuleks eristada mõistest "litosfäär". Mõiste "litosfäär" on laiem kui "maakoor". Litosfäärile kaasaegne teadus hõlmab mitte ainult maakoort, vaid ka astenosfääri kõige ülemist vahevöö, st umbes 100 km sügavuseni.
Isostaasi mõiste. Gravitatsiooni jaotuse uurimine näitas, et kõik maakoore osad on mandrid, mägised riigid, tasandikud - tasakaalustatud ülemisel mantlil. Seda tasakaalustatud asendit nimetatakse isostaasiks (ladina keelest isoc - ühtlane, staas - asend). Isostaatiline tasakaal saavutatakse tänu sellele, et maakoore paksus on pöördvõrdeline selle tihedusega. Raske ookeaniline maakoor on õhem kui kergem mandriline maakoor.
Isostaas ei ole sisuliselt isegi mitte tasakaal, vaid soov tasakaalu järele, mida pidevalt häiritakse ja taastatakse. Näiteks Balti kilp pärast sulamist mandrijää Pleistotseeni jäätumine tõuseb umbes 1 meetri võrra sajandis. Soome pindala kasvab pidevalt tänu merepõhja. Hollandi territoorium seevastu väheneb. Nulljoon tasakaal toimub praegu 60 0 N laiuskraadist mõnevõrra lõuna pool. Tänapäevane Peterburi on umbes 1,5 m kõrgem kui Peeter Suure aegne Peterburi. Nagu tänapäevased andmed teaduslikud uuringud, isegi raskustunne suured linnad osutub piisavaks nende all oleva territooriumi isostaatiliseks kõikumiseks. Järelikult on suurte linnade aladel maakoor väga liikuv. Üldiselt on maakoore reljeef Moho pinna peegelpilt, maakoore alus: kõrgendatud alad vastavad vahevöö süvenditele, madalamad alad - rohkem kõrge tase teda ülempiir. Seega on Pamiiri all Moho pinna sügavus 65 km ja Kaspia madalikul umbes 30 km.
Maakoore termilised omadused. Mullatemperatuuri igapäevased kõikumised ulatuvad 1,0–1,5 m sügavusele ja iga-aastased kõikumised parasvöötme laiuskraadidel riikides, kus kontinentaalne kliima 20-30 m sügavusele.Sügavusel, kus lakkab kütmisest tingitud aastaste temperatuurikõikumiste mõju maa pind Päike on püsiva mullatemperatuuriga kiht. Seda nimetatakse isotermiliseks kihiks. Isotermilise kihi all sügaval Maa sees tõuseb temperatuur ja seda põhjustab sisemine soojus maa sooled Kliima kujunemisel sisemine soojus ei osale, kuid on kõigi tektooniliste protsesside energeetiline alus.
Kraadide arvu, mille võrra temperatuur tõuseb iga 100 m sügavuse kohta, nimetatakse geotermiliseks gradiendiks. Maasoojusastmeks nimetatakse vahemaad meetrites, mille langetamisel temperatuur tõuseb 1 0 C võrra. Geotermilise sammu suurus sõltub topograafiast, kivimite soojusjuhtivusest, vulkaaniliste allikate lähedusest, tsirkulatsioonist põhjavesi jne. Keskmiselt on geotermiline samm 33 m Vulkaanilistel aladel võib geotermiline samm olla vaid umbes 5 m ja geoloogiliselt vaiksetel aladel (näiteks platvormidel) võib see ulatuda 100 m-ni.
NEED. Kapitonov
Maa tuumasoojus
Maapealne soojus
Maa on üsna kuum keha ja on soojusallikas. See kuumeneb peamiselt neelava päikesekiirguse tõttu. Kuid Maal on ka oma soojusressurss, mis on võrreldav Päikeselt saadava soojusega. Sellel Maa eneseenergial arvatakse olevat järgmine päritolu. Maa tekkis umbes 4,5 miljardit aastat tagasi pärast Päikese moodustumist selle ümber pöörlevast ja seda tihendavast protoplanetaarsest gaasi- ja tolmukettast. Oma moodustumise algfaasis kuumenes maakera aine suhteliselt aeglase gravitatsioonilise kokkusurumise tõttu. Suur roll selles soojusbilanss Maa mängis rolli ka väikeste kosmiliste kehade kukkumisel vabanevas energias. Seetõttu oli noor Maa sulanud. Jahtudes jõudis see järk-järgult praegusesse olekusse, millel on kindel pind, millest märkimisväärne osa on kaetud ookeanilise ja mereveed. Seda kõva väliskihti nimetatakse maakoor ja keskmiselt maismaal on selle paksus umbes 40 km ja alla selle ookeaniveed– 5-10 km. Maa sügavam kiht, nn mantel, koosneb ka tahke. See ulatub peaaegu 3000 km sügavusele ja sisaldab suuremat osa Maa ainest. Lõpuks on Maa sisemine osa tema tuum. See koosneb kahest kihist - välisest ja sisemisest. Välimine tuum see on sularaua ja nikli kiht temperatuuril 4500–6500 K, paksusega 2000–2500 km. Sisemine tuum raadiusega 1000-1500 km on see temperatuurini 4000-5000 K kuumutatud tahke raua-nikli sulam tihedusega umbes 14 g/cm 3, mis tekkis tohutu (ligi 4 miljonit baari) rõhu all.
Lisaks Maa sisemisele soojusele, mille ta pärandas oma tekke varaseimast kuumast faasist ja mille hulk peaks aja jooksul vähenema, on veel üks – pikaajaline, mis on seotud pika ajaga tuumade radioaktiivse lagunemisega. poolestusaeg - peamiselt 232 Th, 235 U , 238 U ja 40 K. Nendel lagunemistel vabanev energia - need moodustavad peaaegu 99% Maa radioaktiivsest energiast - täiendab pidevalt Maa soojusvarusid. Ülaltoodud tuumad asuvad maakoores ja vahevöös. Nende lagunemine põhjustab nii Maa välimise kui ka sisemise kihi kuumenemist.
Osa Maa sees olevast tohutust soojusest vabaneb pidevalt selle pinnale, sageli väga ulatuslike vulkaaniliste protsesside käigus. Maa sügavustest läbi selle pinna voolav soojusvoog on teada. See on (47±2)·10 12 vatti, mis võrdub soojusega, mida suudab toota 50 tuhat tuumaelektrijaama (ühe tuumajaama keskmine võimsus on umbes 10 9 W). Tekib küsimus: kas radioaktiivne energia mängib Maa kogu soojuseelarves olulist rolli ja kui jah, siis millist rolli see mängib? Vastus neile küsimustele pikka aega jäi teadmata. Nüüd on võimalusi neile küsimustele vastata. Siin on võtmeroll neutriinodel (antineutriinodel), mis sünnivad Maa ainet moodustavate tuumade radioaktiivse lagunemise protsessides ja mida nimetatakse nn. geoneutriino.
Geoneutriino
Geoneutriino on kombineeritud nimetus neutriinodele või antineutriinodele, mis eralduvad maapinna all asuvate tuumade beeta-lagunemise tulemusena. Ilmselgelt võib tänu nende enneolematule läbitungimisvõimele nende (ja ainult nende) salvestamine maapealsete neutriinodetektoritega anda objektiivset teavet sügaval Maa sees toimuvate radioaktiivsete lagunemisprotsesside kohta. Sellise lagunemise näide on 228 Ra tuuma β - lagunemine, mis on pikaealise 232 Th tuuma α lagunemise korrutis (vt tabelit):
228 Ra tuuma poolväärtusaeg (T 1/2) on 5,75 aastat, vabanev energia on umbes 46 keV. Antineutriinode energiaspekter on pidev, mille ülempiir on lähedane vabanevale energiale.
Tuumade 232 Th, 235 U, 238 U lagunemised on järjestikuste lagunemiste ahelad, moodustades nn. radioaktiivne seeria. Sellistes ahelates on α-lagunemised segatud β-lagunemisega, kuna α-lagunemise ajal nihkuvad lõplikud tuumad β-stabiilsuse joonelt neutronitega ülekoormatud tuumade piirkonda. Pärast järjestikuste lagunemiste ahelat moodustuvad iga seeria lõpus stabiilsed tuumad prootonite ja neutronite arvuga, mis on maagilistele numbritele lähedased või nendega võrdsed (Z
=
82,N= 126). Sellised lõplikud tuumad on plii või vismuti stabiilsed isotoobid. Seega lõpeb T 1/2 lagunemine topeltmaagilise tuuma 208 Pb moodustumisega ja teel 232 Th → 208 Pb toimub kuus α-lagunemist, mis on segatud nelja β - lagunemisega (238 U → 206 Pb ahelas on kaheksa α- ja kuus β - lagunemist; 235 U → 207 Pb ahelas on seitse α- ja neli β - lagunemist). Seega on iga radioaktiivse seeria antineutriinode energiaspekter sellesse seeriasse kuuluvate üksikute β-lagunemiste osaspektrite superpositsioon. 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K lagunemisel tekkivate antineutriinode spektrid on näidatud joonisel fig. 1. 40 K lagunemine on üksik β − lagunemine (vt tabelit). Suurim energia(kuni 3,26 MeV) antineutriinod jõuavad lagunemiseni
214 Bi → 214 Po, mis on lüli radioaktiivses seerias 238 U. Sarja 232 Th → 208 Pb kõigi lagunemislülide läbimisel vabanev koguenergia on võrdne 42,65 MeV. Radioaktiivsete seeriate 235 U ja 238 U puhul on need energiad vastavalt 46,39 ja 51,69 MeV. Lagunemisel vabanev energia
40 K → 40 Ca, on 1,31 MeV.
Südamike omadused 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K
| Tuum | Jaga % segus isotoobid |
Südamike arv on seotud Si tuumad |
T 1/2 miljard aastat |
Esimesed lingid lagunemine |
|---|---|---|---|---|
| 232 Th | 100 | 0.0335 | 14.0 | |
| 235U | 0.7204 | 6,48·10 -5 | 0.704 | |
| 238U | 99.2742 | 0.00893 | 4.47 | |
| 40 K | 0.0117 | 0.440 | 1.25 |
 |
Geoneutriino voo hinnang, mis on tehtud Maa aines sisalduvate tuumade 232 Th, 235 U, 238 U, 40 K lagunemise põhjal, annab väärtuse suurusjärgus 10 6 cm -2 sek -1 . Neid geoneutriinosid registreerides on võimalik saada infot radioaktiivse soojuse rollist Maa üldises soojusbilansis ning testida meie ettekujutusi pikaealiste radioisotoopide sisaldusest maakera aine koostises.
Riis. 1. Tuuma lagunemisel tekkivate antineutriinode energiaspektrid
232 Th, 235 U, 238 U, 40 K, normaliseeritud lähtetuuma ühe lagunemiseni
Reaktsiooni kasutatakse elektronide antineutriinode tuvastamiseks
P → e + + n, (1)
milles see osake tegelikult avastati. Selle reaktsiooni lävi on 1,8 MeV. Seetõttu saab ülaltoodud reaktsioonis registreerida ainult 232 Th ja 238 U tuumadest algavates lagunemisahelates toodetud geoneutriinosid. Arutluse all oleva reaktsiooni efektiivne ristlõige on äärmiselt väike: σ ≈ 10–43 cm 2. Sellest järeldub, et neutriinodetektor, mille tundlik ruumala on 1 m 3, ei registreeri rohkem kui paar sündmust aastas. On ilmne, et geoneutriino voogude usaldusväärseks tuvastamiseks on vaja neutriinodetektoreid suur maht, mis asub maa-alustes laborites, et tagada maksimaalne kaitse tausta eest. Idee kasutada geoneutriinode registreerimiseks päikese- ja reaktorineutriinode uurimiseks mõeldud detektoreid tekkis 1998. aastal. Praegu on kaks suuremahulist neutriinodetektorit, mis kasutavad vedelikstsintillaatorit ja sobivad selle probleemi lahendamiseks. Need on KamLANDi (Jaapan) ja Borexino (Itaalia) eksperimentide neutriinodetektorid. Allpool käsitleme Borexino detektori disaini ja sellel detektoril saadud tulemusi geoneutriinode registreerimiseks.
Borexino detektor ja geoneutriino registreerimine
Borexino neutriinodetektor asub Itaalia keskosas maa-aluses laboris Gran Sasso mäeaheliku all, mille mäetipud ulatuvad 2,9 km kõrgusele (joonis 2).
Riis. 2. Gran Sasso mäeaheliku all asuva neutriinolabori paigutus (Kesk-Itaalia)
Borexino on segmenteerimata massiivne detektor, mille aktiivne keskkond on
280 tonni orgaanilist vedelikstsintillaatorit. Sellega täidetakse nailonist kerakujuline anum läbimõõduga 8,5 m (joonis 3). Stsintillaatoriks on pseudokumeen (C 9 H 12) koos spektrit nihutava lisandiga PPO (1,5 g/l). Stsintillaatorist tulev valgus kogutakse 2212 kaheksatollise fotokordisti toruga (PMT), mis on asetatud roostevabast terasest sfäärile (SSS).
Riis. 3. Borexino detektori skeem
Pseudokumeeniga nailonist anum on sisemine detektor, mille ülesandeks on registreerida neutriinosid (antineutriinosid). Sisemine detektor on ümbritsetud kahe kontsentrilise puhvertsooniga, mis kaitsevad seda väliste gammakiirte ja neutronite eest. Sisemine tsoon täidetud mittestsintilleeriva keskkonnaga, mis koosneb 900 tonnist pseudokumeenist koos stsintillatsiooni kustutavate dimetüülftalaadi lisanditega. Välimine tsoon asub SNS-i peal ja kujutab endast vee-Tšerenkovi detektorit, mis sisaldab 2000 tonni ülipuhast vett ja katkestab signaalid väljastpoolt käitisesse sisenevatest müüonidest. Iga interaktsiooni jaoks, mis toimub sisemises detektoris, määratakse energia ja aeg. Detektori kalibreerimine erinevate radioaktiivsete allikate abil võimaldas seda väga täpselt määrata energia skaala ja valgussignaali reprodutseeritavuse aste.
Borexino on väga kõrge kiirguspuhtusega detektor. Kõik materjalid on läbinud range valiku ja stsintillaator on sisemise tausta minimeerimiseks puhastatud. Tänu oma kõrgele kiirguspuhtusele on Borexino suurepärane detektor antineutriinode tuvastamiseks.
Reaktsioonis (1) annab positron hetkelise signaali, millele mõne aja pärast järgneb neutroni kinnipüüdmine vesiniku tuuma poolt, mis viib γ-kvanti ilmumiseni energiaga 2,22 MeV, luues signaali. hilinenud võrreldes esimesega. Boreksinos on neutronite püüdmise aeg umbes 260 μs. Hetke- ja viivitussignaalid on korrelatsioonis ruumis ja ajas, võimaldades täpselt ära tunda e.
Reaktsiooni (1) lävi on 1,806 MeV ja nagu on näha jooniselt fig. 1, kõik 40 K ja 235 U lagunemisel tekkivad geoneutriinod jäävad allapoole seda läve ning registreerida saab ainult osa 232 Th ja 238 U lagunemisel tekkivatest geoneutriinodest.
Borexino detektor tuvastas geoneutriinode signaale esmakordselt 2010. aastal ning hiljuti avaldati uued tulemused 2056 päeva jooksul tehtud vaatluste põhjal ajavahemikus detsember 2007 kuni märts 2015. Allpool toome artikli põhjal välja saadud andmed ja nende arutelu tulemused.
Eksperimentaalsete andmete analüüsi tulemusena tuvastati 77 elektronantineutriino kandidaati, kes läbisid kõik valikukriteeriumid. e simuleerivate sündmuste taustaks hinnati . Seega oli signaali-tausta suhe ≈100.
Peamiseks taustaallikaks olid reaktori antineutriinod. Borexino jaoks oli olukord üsna soodne, kuna Gran Sasso labori läheduses pole tuumareaktoreid. Lisaks on reaktori antineutriinod geoneutriinodega võrreldes energilisemad, mis võimaldas neid antineutriinosid signaali suuruse järgi positronist eraldada. Geoneutriinode ja reaktori antineutriinode panuse analüüsi tulemused registreeritud sündmuste koguarvusse alates e on näidatud joonisel fig. 4. Selle analüüsiga antud registreeritud geoneutriinode arv (joonisel 4 vastavad need pimendatud alale) on võrdne 
. Analüüsi tulemusena eraldatud geoneutriinospektris on näha kaks rühma - vähem energiline, intensiivsem ja energilisem, vähem intensiivne. Kirjeldatud uurimuse autorid seostavad neid rühmi vastavalt tooriumi ja uraani lagunemisega.
Arutatud analüüsis kasutati Maa aines leiduva tooriumi ja uraani masside suhet
m(Th)/m(U) = 3,9 (tabelis on see väärtus ≈3,8). See arv peegeldab nende keemiliste elementide suhtelist sisaldust kondriitides, mis on kõige levinum meteoriitide rühm (üle 90% Maale langenud meteoriitidest kuulub sellesse rühma). Arvatakse, et kondriitide koostis, välja arvatud kerged gaasid (vesinik ja heelium), kordab Päikesesüsteemi ja protoplanetaarse ketta koostist, millest Maa tekkis.
Riis. 4. Positronitest saadava valguse spekter fotoelektronide arvu ühikutes antineutriinokandidaatsündmuste jaoks (katsepunktid). Varjutatud ala on geoneutriinode panus. Pidev joon on reaktori antineutriinode panus.