6. Тепловое поле Земли

Температура поверхностной части земной коры почти полностью зависит от солнечного излучения, но суточные и сезонные колебания температуры не проникают глубже первых десятков - сотен метров. Вся история геологического развития Земли связана с выделением или поглощением тепла. Земля это огромная тепловая машина, работа которой продолжается более 4 млрд. лет, но теплопроводность Земли крайне мала.

Поэтому тепло, передаваемое от ядра через мантию и кору, может еще даже не достигнуть земной поверхности. Каждый год планета выделяет в космическое пространство примерно 10²¹ Дж. тепла, а за 1 сек. Солнце излучает во много раз больше - примерно 5,5*10²⁴ Дж/год или 340 Вт/м² . Не вся солнечная энергия достигает поверхности Земли и треть ее рассеивается за счет отражения атмосферой. Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т.е. потока тепла возникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр Земли, в среднем равно 59 мВт/м² или 1,41 ЕТП, где ЕТП «единица теплового потока» = 1*10^-4 кал/см²*с, а полный вынос глубинного тепла равен 3,1*10¹³ Вт или 1*10²⁸ эрг/год по данным Д.Чапмена и Х.Поллака, полученным в 1976 г.

Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, генерирующими тепло в недрах нашей планеты являются: 1) процесс гравитационной (плотностной) дифференциации, благодаря которому Земля оказалась разделенной на несколько оболочек. 2) Распад радиоактивных элементов. 3) Приливное взаимодействие Земли и Луны. Значение остальных источников настолько мало, что ими можно пренебречь. Разогрев Земли на ранних стадиях ее формирования осуществлялся за счет выделения тепла при соударениях планетезималей в период аккреции и за счет ударов метеоритов в период с 4,2 до 3,9 млрд. лет, когда Земля подвергалась сильнейшей метеоритной «бомбардировке». Собственно стадия аккреции заняла очень небольшое время порядка 10⁴ – 10⁸ лет, тогда как метеоритная бомбардировка длилась гораздо дольше, примерно 300 или более млн. лет. Нагрев в период аккреции составил по ориентировочным оценкам 2,5*10³⁸ эрг, а выделившегося тепла при метеоритной бомбардировке оказалось достаточно для частичного плавления верхней оболочки ранней Земли. По расчетам В.С.Сафронова в конце протопланетного периода, температура мантии достигала на глубине 500 км +1500°С. Следовательно упомянутые энергетические факторы играли заметную роль только на самой ранней догеологической, как ее называют, стадии развития планеты, т.е. до рубежа примерно в 3,9 млрд. лет. Что касается плотностной дифференциации вещества Земли, то наиболее существенную роль играет формирование земного ядра, составляющего 1/3 массы планеты, как наиболее плотной части Земли. Значение выделившейся энергии при этом процессе оценивается различными авторами в 1,45 – 4, 60*10³¹ Дж и значительная часть этой энергии выделилась за период 2-3⋅10⁹ лет, т.е. в начальные этапы формирования Земли. Источник тепла, связанный с гравитационной или плотностной дифференциацией вещества внутри Земли, функционирует и сейчас, однако, трудно оценить его вклад в общий энергетический баланс, но большинство исследователей склоняется к предположению, что количества тепла от этого источника превышает тепло, выделившееся в процессе распада радиоактивных элементов. Еще один источник тепла, который вносит свой вклад в общий тепловой поток - это твердые приливы, связанные, главным образом с влиянием на Землю ее спутника - Луны. Притяжение Луны вызывает на Земле приливные вздутия, перемещающиеся по поверхности Земли и при этом кинетическая энергия переходит в тепловую. Хотя вклад твердых приливов в общий тепловой баланс сейчас не превышает первых процентов, в прошлом, когда расстояние между Луной и Землей было гораздо меньшим, он мог быть значительным.

Важное значение в энергетическом балансе Земли придается теплу, выделяющемуся при распаде радиоактивных элементов. Очевидно, что тепло, связанное с этими факторами, выделялось неравномерно на протяжении истории Земли. На самых ранних этапах жизни планеты в первые 200 млн. лет распались и исчезли короткоживущие изотопы – 26Al, 36Cl, 40Be, 80Fe, 231Np, период полураспада которых составляет 10⁶ – 10⁷ лет.

В дальнейшем уменьшилось и содержание долгоживущих изотопов 87Rb, 115In, 148Sm, 235U, 238U, 232Th, 40K. В настоящее время свой вклад в тепловой режим Земли дают изотопы U, Th и К. В ядре планеты радиоактивные элементы, по-видимому, отсутствуют и большая их часть сосредоточена в земной коре и в мантии. Существуют расчеты генерации тепла, связанного с распадом радиоактивных элементов.

Последние данные, приведенные профессором А.А. Ярошевским, выглядят следующим образом. Распространенность радиоактивных элементов в "примитивной мантии", т.е. в современной мантии плюс земная кора по 1-ой "хондритовой" модели: К – 558*10^-4 %; Th – 0,0294*10^-4 %; U – 0,0081*10^-4 %. Хондриты - это наиболее распространенные каменные метеориты, содержащие хондры - сфероидальные включения размером от долей до нескольких мм, погруженные в мелкозернистую матрицу. По 2-ой модели, учитывающей обогащение Земли по сравнению с хондритами труднолетучими элементами: К – 127*10_-4 %; Th – 0,08*10^-4 %;U – 0,0222*10^-4 %. При этом массу "мантия плюс кора" оценивают в 4034*10²⁴ г, а массу верхней части континентальной коры, т.е. ее гранитно-метаморфического слоя - в 8,12*10²⁴ г. Распространенность радиоактивных элементов в верхней части континентальной земной коры хорошо известна (по работам А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского): К – 2, 4%; Th-12*10^-24 %; U – 3*10^-4 %.

Таким образом, интенсивность выделения тепла каждым из рассмотренных источников не оставалась постоянным и изменялась во времени. Земля, как тепловая маш на, будет работать еще сотни миллионов лет и ей не грозит "тепловая смерть" даже в отдаленном будущем, т.к. величина суммарных теплопотерь Земли намного ниже, чем общая теплогенерация за всю ее историю.

Рис. 2.5.1. Оценки температур внктри Земли разными авторами (по Б.Гутенбергу, 1963). Все кривые содержат неопределенные предположения. 1 – Аффен (по Гутенбергу, 1956); 2 – Симон (по Гутенбергу, 1954); 3 – Галварри (по Дю Буа,, 1957); 4 – Гутенберг (1951); 5 – Джеффрис (1952); 6 – Джекобс (1956); 7 – Ферхуген (1958); 8 – Гилварри (1957); 9 – Любимова (1958)

Глубинное тепловое поле.

Не глубоко под земной поверхностью находится слой среднегодовых постоянных температур. Глубже температура начинает увеличиваться, однако скорость возрастания температуры с глубиной в разных местах земного шара неодинакова. Увеличение температуры при погружении на 1 м характеризует величину геотермического градиента. Ввиду того, что увеличение температуры на таком расстоянии обычно не превышает тысячных долей градуса, геотермический градиент измеряют в градусах на 100 м. Величиной, обратной геотермическому градиенту является геотермическая ступень, т.е. глубина, при погружении на которую температура увеличивается на 1°С. Температура увеличивается с глубиной неравномерно и в разных районах может различаться более чем в 20 раз. Это связано как с различной теплопроводностью пород, так и с количеством тепла, которое поступает из недр Земли. Тепловой поток оценивается количеством тепла, которое поступает снизу на площадь в 1 м² за 1 секунду. Величина теплового потока выражается формулой: Q= k*G Где k – теплопроводность, а G – геотермический градиент, и измеряется в мВт/м². Температуры в буровых скважинах на континентах измеряются уже более 100 лет, но тепловой поток начали измерять лишь 50 лет назад. Чувствительность измерительной аппаратуры сейчас достигла 0,01°С.

Распределение теплового потока на Земле. В настоящее время проведены тысячи измерений теплового потока (ТП) как на континентах, так и в океанах, причем в последних они начались только в 1950 г. Это позволило охарактеризовать ТП практически всех известных геологических структур. Важно подчеркнуть, что в среднем значения ТП на суше и в пределах океанского дна весьма близки и составляют 52-50 мВт/м².

Это сходство тем более удивительно, т.к. геологическое строение земной коры океанов и континентов сильно различается. В океанах отсутствует наиболее богатый радиоактивными элементами самый верхний гранитно-метаморфический слой земной коры. Следовательно, примерно равный общий ТП должен уравновешиваться под океанами какими-то другими источниками тепла, в частности неглубоким залеганием астеносферы. Близкие значения среднего ТП в океанах и континентах осложняются резкими тепловыми аномалиями.

Наиболее низкий ТП характеризует древние докембрийские платформы. Так на Африканской платформе в областях выходов древних архейских (с возрастом более 2,6 млрд.лет) и нижнепротерозойских пород ( 1,6-2,6 млрд. лет) ТП не превышает 35-55 мВт/м² . Восточно-Европейская такая же древняя платформа имеет среднее значение ТП 46 мВт/м² , а Балтийский и Украинский щиты - 36 мВт/м² . В Кольской сверхглубокой скважине, расположенной на Балтийском щите недалеко от г. Мурманска, с глубиной отмечается лишь незначительное увеличение ТП с 36-40 мВт/м² в интервале глубин от 0 до 7 км и до 48-52 мВт/м² на глубинах от -7 до -12 км. Более высокими значениями ТП до 80-90 мВт/м² отличаются эпипалеозойские молодые плиты - Западно-Сибирская, Скифская, Туранская и другие. На этом фоне резкими контрастными и повышенными аномалиями ТП выделяются континентальные рифты типа Байкальского, Восточно-Африканских, Рейнского, Шаньси в Китае и др. Так, в Байкальском рифте максимальный тепловой поток составляет 165 мВт/м2. Все это молодые, продолжающие активно развивающиеся структуры с магматическими очагами в верхах мантии. Весьма неравномерно распределение ТП в Альпийско-Средиземноморском складчатом поясе, сформировавшимся по геологическим меркам совсем недавно, всего лишь несколько млн. лет тому назад в результате столкновения крупных Евразиатской и Африкано-Аравийской литосферных плит. Тирренское, Альборанское, Эгейское моря отличаются особо высоким ТП до 400-515 мВт/м² . Повышеным ТП до 80-120 мВт/м² характеризуются отмеченные выше Альпийские горные цепи и особенно районы молодого и современного вулканизма в Липарской и Кикладской островных дугах, в Западной Анатолии, Армении и др. В то же время впадины Черного, Левантинского, Ионического морей с рыхлыми неконсолидированными осадками мощностью до 15 кмимеют невысокие значения ТП, не превышающие 20-30 мВт/м².

Рис. 2.5.2. Схема теплового потока Кавказа (по В.Чермаку и Е.Хартигу): 1 – изолинии теплового потока в мВт^-2; 2-5 – разные величины теплового потока

Таким образом, на континентах выявляется отчетливая закономерность: чем моложе геологическая структура, тем выше средний ТП. В океанах количество измерений превышает ТП 4500, причем, благодаря скважинам глубоководного бурения ТП определяется не только в осадках – идеальном месте для измерений, но и в коренных породах 2-го базальтового слоя океанической коры. Глубоководные котловины характеризуются однородным ТП в 35-56 мВт/м², но даже на этом фоне океанское дно с относительно более древним возрастом коры имеет и несколько пониженный ТП. Иными словами, закономерность такая же, как и на континентах.

Однако, срединно-океанские хребты с рифтовыми долинами и островами типа Исландии, имеют аномально высокие значения ТП - 400-600 мВт/м², достигающие местами "ураганных" значений до 1500 мВт/м², ка, например, в Калифорнийском или Красноморском рифтах. Центральная часть Исландии, обладает ТП от 140 мВт/м² до 430 мВт/м².Именно в таких зонах и осуществляется энергичный вынос тепла путем разгрузки гидротерм и извержения вулканов, причины возникновения которых заключаются в образовании магматических очагов в верхней мантии на глубинах до 150 км. Аномально высокий ТП связан в океанах и с участками т.н. мантийных плюмов или горячих точек, примером которых могут быть Гавайские острова с активными вулканами. И горячие точки, и срединные океанические хребты с рифтами - это места современной высокой тепловой активности. Именно здесь происходят наиболее значительные теплопотери.