подскажите температуру земной коры

Половина среднего поверхностного теплового потока континентов генерируется внутри коры, что обусловлено высоким содержанием радиоактивных изотопов. Однако тепло выделяется в коре неравномерно: с глубиной теплогенерация, по-видимому, убывает по экспоненциальному закону. Этот вывод сделан на основании корреляции теплового потока q с плотностью поверхностной генерации тепла. Такая корреляция наблюдается в большинстве континентальных районов. Самая низкая теплогенерация характерна для древнейших, докембрийских щитов, где эрозией удален слой горных пород наибольшей мощности.
У поверхности континентальная геотерма имеет градиент, близкий к 30°С/км, но на глубине 100 км геотермический градиент становится ниже 5°С/км. Показаны также кривые влажного и сухого плавления для гранита: кривая распределения температур в нормальной коре лишь слегка касается поля плавления гранитов (затемнено) . Поскольку считается, что породы нижней коры в основном сухие, плавление гранитов не может там начаться спонтанно. Однако поднимающееся из мантийных глубин тело горячей магмы должно вызвать местное отклонение геотермы в сторону более высоких температур, что может привести к частичному плавлению и увеличению объема поднимающейся магмы. Значит, необходимым условием для плавления в коре является то, что магма уже должна подниматься в данном месте из подкорового слоя. Следовательно, у интрузивных и эффузивных магм должен быть общий источник.
Эти замечания относятся к большинству деструктивных окраин, однако в зонах столкновения континентов температура в коре может повышаться вплоть до начала плавления в результате нагревания при трении или в результате аномально большого выделения радиогенного тепла, когда слои осадочных пород, богатых теплогенерирующими элементами, оказываются надвинутыми друг на друга. Такие явления возникают в ходе переработки коры на границах альпийско-гималайского типа и при росте коры в районах островных и континентальных дуг.
Рассмотрим условия, необходимые для плавления в подкоровом слое в обстановке субдукции. В процесс поддвигания вовлекается, в частности, материал верхних 5-10 км преимущественно базальтовой коры, залегающей на истощенных перидотитах. Последние при возвратном погружении в мантию плавиться не должны, так как они уже представляют собой остаток после частичного плавления в океаническом хребте. Но что можно сказать об океанической коре? Как правило, она испытывает гидротермальное изменение при взаимодействии с морской водой и поэтому содержит много водных минералов, таких, как цеолиты и амфиболы. При повышении температуры в процессе субдукции развивается метаморфизм, который неизбежно приводит к тому, что большая часть базальта превращается в амфиболит. К процессу погружения холодной океанической плиты в мантию имеет отношение только верхняя часть диаграммы — выше этой границы. Погружающаяся плита нагревается (посредством теплопроводности) от окружающей расплавленной мантии и вследствие трения на границах, в результате чего геотермический градиент по падению зоны субдукции достигает значений около 10°С/км. Изогнутая линия, пересекающая среднюю часть диаграммы, кривая влажного плавления для пород базальт-андезитового состава, показывающая при каких условиях начинается плавление в присутствии свободной воды, т. е. воды, не входящей в силикатную структуру амфибола. Несвязанная вода появляется в результате распада амфиболита; следовательно, только те участки кривой, которые находятся вне поля стабильности амфиболита и показаны сплошной линией, действительно относятся к плавлению. Когда океаническая литосфера погружается в мантию, происходят две возможные реакции.
Поддвигающаяся плита может способствовать началу плавления, либо образуя частичный расплав из своего собственного вещества, либо выделяя летучие, способные вызвать плавление в соседних участках мантии. В обоих случаях сама подвигающаяся плита продолжает погружение уже как тело тугоплавкого эклогита и на больших глубинах поглощается мантией.