Сокращение радиуса и определение теплопотерь Земли и планет

В науках о Земле продолжают существовать различные, нередко противоположные мнения о направленности эволюции нашей планеты. Одни исследователи придерживаются гипотезы расширения Земли, другие настаивают на ее якобы пульсационном развитии, и лишь очень немногие разделяют классические идеи контракции. Это свидетельствует об отсутствии убедительных и объективных измерений изменения радиуса Земли. Большой разброс значений этих измерений — от 25 км [40] до 7150 км [24] — зависит от принятия исходной гипотезы формирования планетных тел. Согласно старой гипотезе химической дифференциации вещества по удельному весу во всем объеме планеты считают возможным формирование ее из гомогенного облака [40]; другие авторы предполагают дифференциацию ограниченного масштаба лишь в области внешнего ядра, а сокращение радиуса связывают с тепломассопотерями [24]. В радикальной гидридной гипотезе расширения Земли предполагаются ее водородное строение и расширение объема на сотни километров, что противоречит гравитационной организации протовещества в Солнечной системе.

В основу настоящего исследования положено представление о гетерогенной аккреции планетных тел [42; 60].

Непосредственное измерение длины окружности Земли по экватору и четырем меридианам по современному и докембрийскому рельефу фундамента, а также расчет изменения радиуса по гравитационному сжатию Земли позволили получить надежные данные о его вековом сокращении. Используя зависимость количества тепловой энергии от потенциала сжатия решена обратная задача нахождения теплопотерь Земли и планет.

Измерение радиуса Земли. При принятии гипотезы сокращения объема планеты вследствие ее гравитационного сжатия и тепломассопотерь возникает вопрос: каким образом происходит укладка площади сферы или (в плоском варианте — большего радиуса) на поверхность (окружность) меньшего радиуса (рис. 14)? В контракционной гипотезе Эли де Бомона и Зюсса такая укладка осуществляется за счет пликативной складчатости земной коры. Однако современные наблюдения показывают, что сокращение периметра окружности Земли происходит не за счет ее горизонтального стяжения, а вследствие проседания отдельных блоков земной коры, сопровождающегося увеличением амплитуды рельефа.

К определению длины окружности по современному (R2) и докембрийскому (RJ рельефу

Рис. 14. К определению длины окружности по современному (R2) и докембрийскому (RJ рельефу: справа — схема положения докембрийской поверхности фундамента и современного рельефа, слева — положение окружностей после осреднения кривых Li и L2 (длина Li оказывается больше, чем L2, отсюда R( больше R2)

Таким образом, задача измерения радиуса заключается в определении длины окружности (L) Земли через равные расстояния, в соответствии с масштабом карты по амплитудам современного рельефа и поверхности кристаллического фундамента, отсчитываемым от уровня моря. Этой операцией достигается выравнивание гармоник рельефа в ровную поверхность, которая займет положение выше среднего уровня, совпадающего в первом случае с уровнем моря, а во втором — со средним уровнем поверхности кристаллического фундамента (рис. 14). Эту операцию возможно выразить формулами, определяющими длины древней (Li) и современной (L2) окружности Земли и сокращение их радиуса:

Li = 27iRi;L2=2kR2, (VI. 18)

откуда определяются радиусы Rj, R2.

На вопрос о древности современного рельефа ответить невозможно, поскольку поверхность Земли покрыта разновозрастными горными породами — от докембрийских до четвертичных. Поэтому в качестве репера, возраст которого надежно установлен, была принята поверхность кристаллического фундамента щитов и платформ, в большинстве случаев совпадающая с гранитометаморфическим комплексом «алдания», впервые выделенным Л. И. Салопом [61]. Возраст алдания по включениям циркона (как наиболее устойчивого к высокотемпературным условиям минерала) датируется 4,0—4,3-109 лет. Завершение аккреции протопланетного вещества произошло 4,5 • 109 лет назад, а для разогрева недр и начала общепланетарного вулканизма, в результате которого был создан комплекс «алдания», требуется не менее 100 млн лет [51; 56]. Тогда период формирования алдания следует принять равным 4,4— 4,0 • 109 лет. Как было показано [51 ], единственным источником общепланетарного вулканизма большой интенсивности (15 км3/год) могла быть энергия радиоактивного распада большого количества короткоживущих изотопов 235U,

26А1, |0Ве и др. Продолжительность жизни этих изотопов (106—108 лет [16]) полностью регламентирует длительность этапа начального общепланетарного вулканизма. Этот этап Л. И. Салоп предложил назвать катархеем [61] (см. геохронологическую шкалу докембрия).

Геохронологическая шкала докембрия

и п

Эоны, их подразделения родолжитсльность (106 лет)

Процессы на Земле и Солнце

КРИПТОЗОЙ

ФАНЕРОЗОЙ

570

Океанизация Земли и образование Мирового океана (70 млн лет назад)

Образование первых мелководных внутриконтинентальных морей

ПРОТЕРОЗОЙ

Венд (680)

Ослабление вулканизма. Переход Солнца в стадию оранжевого спектрального класса с температурой фотосферы 5000 К

Рифсй (1650)

Ослабление вулканизма

КАРЕЛИИ

3 (1900)

Ослабление вулканизма

2 (2300)

Начало фотосинтеза. Ослабление вулканизма. Переход Солнца в стадию красного спектрального класса с температурой на фотосфере 4000-4500 К

1 (2600)

Ослабление вулканизма

АРХЕЙ

Верхний (3100)

Ослабление вулканизма

Нижний

3500

Ослабление вулканизма. Переход Солнца в звездную стадию развития (Т-тельца) с температурой на фотосфере 3500 К. Начало процесса фотолиза молекулы воды и образование атмосферного кислорода О2

КАТАРХЕЙ

  • 4000
  • 4400

Солнце в дозвездной стадии.

Начальный глобальный вулканизм

4500—4600 ДОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ ЗЕМЛИ

В начале 1980-х гг. этот выдающийся знаток докембрия обратил внимание автора на то, что возраст, стратиграфия и литологический состав алдания поразительным образом совпадают с возрастом, литологией и стратиграфией аналогичных комплексов древнейших пород на докембрийских щитах всех континентов. Это указывает на единые условия формирования сиалического слоя фундамента платформ и щитов и грандиозный масштаб вулканизма в финале аккреции Земли и планет [51; 61]. Следует также учесть, что в дальнейшем на протяжении позднего архея и всего протерозоя происходило значительное ослабление вулканизма [51; 56]. Если в период формирования алдания на земную поверхность было выброшено более 6 • 109 км3 вулканогенного материала, то в неоархее и протерозое было образовано всего 0,45-109 км3, или 0,12 км3 ежегодно. Столь ничтожные объемы вулканических масс не смогли повсеместно перекрыть алданий, за исключением локальных, преимущественно геосинклинальных, прогибов. И действительно, за 3,9-109 лет (включая большую часть фанерозоя) средняя мощность вулканогенных образований не превысила 0,8 км:

0,45 • 109 км3/5,2 • 108 км2 = 0,8 км. (VI. 19)

Поэтому на большей части территории Земли под осадочными отложениями фаиерозоя должны залегать преимущественно породы алдания, поверхность которого имеет возраст 4 • 109 лет. Местами он может быть размыт или перекрыт маломощными вулканитами более позднего возраста, что, однако, не мешает нам сохранять оценку возраста поверхности основного комплекса кристаллического фундамента в 4-109 лет.

Имея такой надежный репер, как возраст поверхности алдания, по картам океанов масштаба 1: 10000000 и др. с шагом от 100 км автор измерил амплитуды между отметками древнейшего и современного рельефа по экватору (0°) и по меридианам: 30° в.д., 40° в.д., 60° з.д., 70° з.д. (табл. 12). Этот метод определения сокращения радиуса был применен еще в 1980 г. [42]. Однако из-за отсутствия тогда данных о преобладающем возрасте кристаллического фундамента он был принят равным 1109 лет, что значительно увеличивало общее сокращение радиуса. Поэтому, вернувшись вновь к данной методике, изменение радиуса пересчитали с использованием нового репера, в качестве которого был принят алданий.

Для поверхности алдания средний радиус Земли составил 6901 км, а среднее сокращение планетарного радиуса за 4,0-109 лет — 53,0 км (табл. 13), что соответствует его уменьшению на 1,33 • 10 3 см/год, или 13,3 км за 1 млрд лет.

Таблица 13

Сокращение радиуса Земли, по измерениям ее окружности L

X

шитуде юнного фа (км)

L, по амплитуде

эфа до хности ия (км)

Ь2/2л, шитуде юнного фа (км)

Ri = L]/2n, по амплитуде докембрийского рельефа (км)

AR)— (Ri — R*COBP)/10 (км)

R((0°)-R(X))/10

(км)

1 по амг

соврел рельс!

й"

  • -J
  • 7? CQ

rv О

С

В сз В §

»—ч

II 2

Г1 03

С4 о

В

соврек релье<

0

42344

43523

6742

6930,4

56,0

30° в.д.

41566

42785

6618

6812,8

44,3

12,4

40° в.д.

40365

42974

6427

6842,9

47,3

31,5

60° в.д.

40899

44079

6511

7018,9

64,8

23,1

70° в.д.

40213

45059(?)

6403

7175(?)

80,4(?)

33,9

Среднее

41077

43340

6489**

6901,0

53,0

25,2***

  • * В-совр = 6371 км.
  • ** Средний меридиональный радиус; данные 70-го меридиана исключены из расчетов из-за большого (40 %) отклонения от среднего.
  • *** Из современных наблюдений разность экваториального и полярного радиусов составляет 21,3 км.

Найденная величина сокращения радиуса Земли AR за 4,0 • 109 лет, т. е. с конца катархея, составила 53,0 км. Это позволяет определить ежегодные изменения:

53,0 км / 4,0 • 109 лет = 1,33 • 10-3 см/год.

Таким образом:

— = 1,33-10"3 см/год,

dt

откуда

dR = 1,33-10"3 см/год-dt.

Общее уравнение гравитационного сокращения радиуса Земли будет иметь вид:

R = RcP + 1,33 • 10 3 см/год • dt, (VI.20)

где 0 < dt < 4,5 • 109 лет; Rcp = 6371 км; AR = 60 км.

Установление изменения радиуса Земли (~60 км за 4,5 • 109 лет) позволяет определить объем и площадь поверхности молодой Земли (табл. 14). Оказалось, что земная поверхность за 4,5 млрд лет сократилась всего на 11,1 • 106 км2. Это позволило уточнить объем и массу вулканогенного материала, переброшенного на поверхность во время начального катархей-ского вулканизма, с 5,0 до 6,0 • 109 км3 и с 1,5 • 1025 г до 1,8 • 1025 г соответственно, приняв среднюю мощность алдания 11,5 км [56; 71].

Таблица 14

Изменение параметров Земли в геологической истории

Время (лет)

R = Ь/2л, км

V = 4/3tcR3, км3

S = 4nR2, км2

М = Vp, г

Р, 103 кг/м3

Современное

6371

1,083 Ю12

510-106

5,98-1027

5,52

Поздний протерозой (PR2), 1-Ю9

6384

1,092 1012

513,5-106

6,0-1027

5,50

Алданий (ARi), 4 • 109

6423

1,107-1012

519,8-106

6,02-1027

5,44

Молодая Земля, 4,5 • 109

6431

1,12-1012

521,1-106

6,02-1027

5,37

По В. Кесареву, 1976

7150

1,5-1012

641,1 -106

6,01-1027

3,84

Определение массы диссипировавшего водорода. Для определения массы и средней плотности молодой Земли важен учет потерь за счет диссипации водорода к моменту завершения глобального вулканизма, т. е. к концу катархея (4-109 лет) [51]. Это нуждается в пояснении. Дело в том, что на данном этапе Солнце пребывало в стадии несветящейся массы [51]. Об этом, в частности, свидетельствуют особенности развития первичной прокариотной биосферы, в которой отсутствовали признаки фотосинтеза [56]. Свою энергию она получала за счет вулканического тепла и парникового эффекта мощной первичной, преимущественно водородной, атмосферы, которая в ходе извержений дополнительно насыщалась вулканическими газами, дымами и парами воды. На этом этапе диссипация водорода и других летучих практически не происходила ввиду отсутствия жесткого солнечного излучения, поэтому масса молодой Земли не менялась (табл. 14), а выносимая с вулканизмом вода сохранялась. Процесс фотолиза воды и, следовательно, диссипации водорода начался с конца катархея, с выходом Солнца в стадию Т-Тельца переменного блеска, с температурой поверхности 3500 К [51].

Для оценки диссипации водорода важно учесть его содержание в мантии Земли, составляющее, как это следует из химико-эквивалентных соотношений и данных по метеоритам, 1,9% [24; 62].

Исходя из гипотезы гетерогенной аккреции Земли [42; 51; 60], примем, что ее внутреннее металлическое ядро первично, нижняя часть мантии представлена веществом, подобным железокаменным метеоритам, а ее верхняя часть — веществу каменных метеоритов [32; 51; 62; 63]. Внешнее жидкое ядро, по мнению автора [51], представляет собой выработанную часть протовещества нижней мантии. Его масса 1,62-1027 г содержала водорода (Н2) из расчета 1,9% — 3,08-1025 г. В ходе химических реакций взаимодействия дигидридов (МеН2) и пероксидов (МеО2) металлов формировался главный планетный продукт — вода [24]:

МеН2 + МеО, -» Мс + МеО + Н2О. (VI.21)

Общая масса диссипировавшего водорода с учетом фотолитических потерь (0,14-1025 г) [51] составляет:

(3,08 + 0,14) • 1025 г = 3,22 • 1025 г. (VI.22)

Большая теплоемкость молекулы водорода, его необыкновенная летучесть и проницаемость, позволяющая буквально течь через плотные породы, обеспечивала своего рода продувку внешнего ядра и вынос избытков тепла, летучих и воды к периферии планеты. Таким образом, появляется возможность рассчитать массу Земли на конец катархея:

(5,987 + 0,0322) • 1027 г = 6,02 • 1027 г. (V1.23)

Отсюда определяется значение средней плотности Земли для возраста 4 • 109 лет; она равна 5,44 • 103 кг/м3 (см. табл. 14).

По найденному значению плотности и ее современной величине (5,52-103 кг/м3), построив график изменения плотности во времени, можно определить ее среднее значение для любого возраста Земли путем интерполяции. Рассчитанные параметры Земли (см. табл. 14) показывают их сравнительно незначительные изменения за время, прошедшее после образования планеты. Оценим влияние массопотерь за счет диссипации, главным образом водорода, на изменение объема и радиуса Земли. Значению массы Нг=3,22 • 1025 г соответствует сокращению радиуса Земли всего на 23 км, а площади ее поверхности — на 3,0-106 км2! Однако это сокращение не нашло отражения в измеренном значении AR по окружности поверхности кристаллического фундамента Li, которое, как будет показано дальше, полностью совпадает с величиной сокращения радиуса AR за счет гравитационного сжатия Земли.

Гравитационное сокращение радиуса Земли. Шаровая форма Земли, планет и астероидов свидетельствует о гравитационной организации вещества, выражающейся в равномерном стремлении его частиц к центру масс. В результате потенциальная энергия сжатия переходит в кинетическую, а затем в тепловую энергию с последующим излучением ее через поверхность планет. Воспользовавшись ньютоновским потенциалом, запишем выражение энергии Е поля тяготения шара в виде [42]:

Е = 3GM2/5R, (VI.24)

где G — гравитационная постоянная, М — масса Земли, R — ее радиус.

Найдем энергию гравитационного сжатия Земли на единицу измерения (см):

д Е/д R = 3GM2/5R2 = 3 • 6,67 • 1(Г8см/г-с2 • (5,987)2/5 • (6371)2 =

= 3,6 • 1Озоэрг/см (3,6 • 1023 Дж/см). (VI.25)

Полученное значение характеризует количество энергии, возникающей при сжатии земного шара на 1 см. Для того чтобы воспользоваться этой величиной и определить значение сжатия в единицу времени (год), рассмотрим структуру наблюдаемого теплового потока на поверхности Земли, который составляет 2- 1О20 кал/год (8,3-102° Дж/год [32; 63]). До сих пор считается, что все это тепло имеет радиогенную природу, обусловленную распадом долгоживущих изотопов 238U, 232Th, 40К [63; 69]. Однако период полураспада 40К составляет 1,31 109 лет, следовательно, он свои ресурсы исчерпал 2,62-109 лет назад. Поэтому в дальнейших расчетах он учитываться не будет.

Оценим содержание упомянутых радиоактивных в сиалическом слое земной коры (10 5 г/г), в подстилающем его мафическом слое, состоящем из комплекса ультраосновных и основных пород (10 6 г/г), и в мантии, расположенной выше границы внешнего ядра (6,9-10 8 г/г) [32; 63].

Масса вещества мантии составляет 4,1 • 1027 г, сиалического слоя средней мощностью 11,5 км и плотностью 2,7 • 103 кг/м3 — 1,6-1025 г, масса мафического слоя мощностью 25 км и плотностью 3,0-103 кг/м3— 3,8-1025 г [51], современная площадь Земли — S = 5,1 • 108 км2. Примем генерацию тепла 238U — 0,94 эрг/г-с, 232Th — 0,29 эрг/гс; габбро, базальт и перидотиты мафического слоя генерируют соответственно 53 и 0,35 эрг/ггод (среднее 0,62 эрг/ггод) [32; 63]. Отсюда генерация тепла сиалическим слоем составит 8,3-1019 Дж/год; мафическим слоем земной коры —

10,8 • 1019 Дж/год, вклад мантии будет 17,5 • 1019 Дж/год.

Следовательно, в структуре наблюдаемого теплового потока Земли (8,3 • Ю20 Дж/год) радиогенное тепло составляет 3,6 • 1О20 Дж/год. Следовательно, оставшаяся величина 4,7- 1О20 Дж/год инициируется энергией гравитационного сжатия Земли. Используя полученное выражение для д Е/ д R, составим уравнение для определения ежегодного сокращения радиуса:

AR=4,7 • 102° Дж/год/3,6 • 1023 Дж/см= 1,30 • 10’3 см/год. (V1.26)

Сравнивая полученные выражения сокращения радиуса за счет гравитационного сжатия (1,30 -10 3 см/год) с найденным выше значением сокращения радиуса путем измерения окружности L] по поверхности алда-ния (1,33- 10 3 см/год), можно заключить, что они практически совпадают. За 4 • 109 лет сокращение радиуса Земли за счет гравитационного сжатия составило 52 км, за 4,5 • 109 лет — 58,5 км. Отсюда общее сокращение радиуса можно найти как среднее из двух значений, равное 59,2 км, или, округляя, — 60 км. Это значит, что тепломассопотпери не влияли на изменение объема Земли!

Определение теплопотерь. За всю историю Земли в результате гравитационного сжатия выделилось тепла:

4,7 • 1020 Дж/год -4,5-109 лет = 2,1 • 1030 Дж. (VI.27)

Ввиду постоянной диффузии через земную поверхность этого тепла было бы недостаточно для инициирования общепланетарного вулканизма на Земле и тем более на планетах, имеющих меньшую массу и, соответственно, меньшую энергию Е гравитационного сжатия (см. табл. 15, с. 115). Сравнение современных теплопотерь (4,7-1020 Дж/год) со средними теп-лопотерями при глобальном вулканизме показывает [51], что в прошлом значение теплового потока через земную поверхность было более высо ким. К такому же заключению приходит и известный итальянский геолог Ф.С. Везель. Оно было максимальным в эпохи начального (4,4—4,0- 109лет) и кайнозойского (65,0—3,0-106 лет) глобального вулканизма, когда его интенсивность составляла 15—16 км3/год [51]. С позднего архея (4,0-109 лет) до позднего мела (70-106 лет) интенсивность вулканизма резко сокращается до 0,13—0,01 км3 /год [51]. Это более чем в 20 раз меньше современной интенсивности (2—3 км3/год). Следовательно, в течение почти

3,9-109 лет величина теплового потока через поверхность Земли (судя по интенсивности вулканизма) составляла всего ~ 2,0-1019 Дж/год, а общие теплопотери за 3,9-109 лет — 7,6 • 1028 Дж.

Оценим общее количество тепла, вынесенного за 4,4-109 лет геологической активности. За время начального вулканизма общая генерация тепла за счет распада короткоживущих изотопов составила за 500-106 лет

  • 1,3 • 1032 Дж [51]. В эпоху кайнозойского вулканизма (в течение последних 65—70-106 лет) генерация тепла долгоживущими изотопами на границе металлического ядра и нижней мантии составила 1,5-1031 Дж [51]. Отсюда общие теплопотери составили 1,45-1032 Дж. Следовательно, за время начального и кайнозойского глобального вулканизма (570 млн лет) среднегодовые теплопотери составили 2,6-1023 Дж:
  • 1,5-1032 Дж/570 • 106 лет = 2,6-1023 Дж/год. (VI.28)

Полученный результат закономерно отражает усиление генерации тепла за счет короткоживущих изотопов в эпоху начального вулканизма и усилившегося выноса тепла за счет распада долгоживущих изотопов 238U и 232Th на границе ядра и мантии в кайнозойскую эру. Именно это радиогенное тепло определило энергетику глобального вулканизма в катархее и кайнозойской эре. Однако и эти теплопотери не влияли на сокращение радиуса Земли. Это можно объяснить их непрерывной диффузией через земную поверхность с последующей диссипацией в космическое пространство.

Тем не менее найденное значение гравитационного сокращения радиуса и объема планеты в целом не могло не сказаться на глобальной перестройке плана земной коры. Отмечено [51; 56] совпадение главных этапов кратонизации земной коры в конце архея (4,0—3,9-109 лет), начале протерозоя (2,6—2,7-109 лет), рифея (1,75 • 109 лет), конце мезозоя (70-106 лет). Интервал следования глобальной перестройки плана земной коры составляет 1,4-109, 1,1 • 109 и 1,4-109 лет, что соответствует уменьшению радиуса Земли на 18,6, 14,6 и 18,6 км соответственно. Накапливающиеся вследствие уменьшения объема планеты напряжения во внешней коре неизбежно приводили к расколу ее на крупные блоки с заложением планетарной системы геосинклинальных прогибов и глубинных разломов.

Таким образом, подтверждаются основные идеи «холодной» контракции Земли [24; 42; 51] — векового сокращения ее объема и радиуса, вследствие чего верхняя каменная оболочка постоянно приспосабливалась к этому уменьшению сферы, что отразилось в ее деформациях, вертикальных подвижках, землетрясениях. Уменьшение объема Земли, несомненно, является главным механизмом, определяющим тектонический процесс в земной коре.

Гравитационное сокращение радиуса планет. Установленное в структуре наблюдаемого теплового потока значение, обусловленное гравитационным сжатием Земли, позволяет решить обратную задачу: определив сокращение радиуса планет, рассчитать соответствующее ему значение теплового потока на поверхности этих планет:

AR^aBПЛзем• 1,30• 10'3 см/год. (VI.29)

Результаты расчетов сокращения радиусов Земли и планет и их теплового потока за счет гравитационного сжатия приведены в таблице 15.

Гравитационное сокращение радиуса Земли и планет и значения теплового потока

Таблица 15

Планета

Масса (г)

Г равитационное сжатие Е (Дж/см)

щ

Сокращение радиуса AR=p /П х IV п л / земл

х 1,30-10"3 (см/год)

Сокращение радиуса за 4,5 • 109 лет (км)

Сокращение радиуса за 4 • 109 лет ______(км)______

Тепловой поток

QrpaB Qpaa (Дж/год)

Земля

5,987-1027

3,6-1023

1

1,30-10 3

58,5

52,0

  • 4,7-1020
  • 3,6-1020*

Венера

4,87-1027

2,6-1О23

0,72

0,94-1О"3

42,3

37,6

  • 3,3-1020
  • 2,7-1020

Марс

6,4-1026

1,4-1023

0,39

0,51-10"3

22,9

20,4

  • 1,8-1020
  • 1,4 -Ю20

Меркурий

3,3-1026

7,4-1021

0,2-10 '

0,26 -10 4

1,2

1,04

0,9-1019 0,66-1019

Луна

7,3-1025

7,0-1020

0,2-1О-2

0,26-10-5

0,120

0,104

1,9-1018'

  • 9.4- 1()17*'
  • 7.5- 1017**

IQ=l,710ls"

* Измеренные значение Q на лунной поверхности [69] и поверхности Земли [63].*

Рассчитанное автором значение Q на лунной поверхности (QrpaB + QPa,i)= SQ.

Для расчета теплового потока на поверхности планет составим уравнение:

(vi.3O)

Подставив значения и AR^8B, получим окончательное выражение для расчета современного теплового потока на поверхности планет:

О:Р"=3,610и ДКГ (Дж/год). (VI.31)

Проведенные американскими астронавтами измерения теплового потока на поверхности Луны (17 эрг/см2-с) [69] при пересчете на среднегодовое значение (1,9-1018 Дж/год) практически совпадает с рассчитанными нами теоретически (1,7-1018 Дж/год) (табл. 15).

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >