4 Тепловое поле земли и его источники. Геотермические ступень и градиент.

За длительную историю существование Земли ее термический режим претерпел существенные изменения. Установлено, что сред­няя температура атмосферы у поверхности Земли 3,8 млрд. лет назад составляла 90-150 °С, а в настоящее время снизилась до +14°С (А.Е. Михайлов, 1981).

Тепловое поле Земли формируется под действием внешних и внутренних источников. К внешним источникам относится теп­ло, получаемое Землей от Солнца. Солнечное тепло прогревает приповерхностный слой Земли на глубину 10 - 30 м, а суточные и сезонные колебания температуры составляют при этом от -89 °С до +70 °С и выше. Средняя глубина проникновения солнечного тепла достигает 25 м. Естественно, что глубина эта меняется в широких пределах в зависимости от геогра­фического положения местности и целого ряда других причин. Слой Земли, где температура не меняется, называется поясом постоянных температур. Расчетными данными установлено, что Земля излучает в косми­ческое пространство гораздо больше тепла, чем получает от Солнца. Отсюда следует, что основное тепло Земля получает из собственных недр. Предположительно, существуют следующие внутренние ис­точники глубинного тепла Земли: тепло, генерируемое процессами гравитационного сжатия; тепло, сохранившееся от времени расплав­ленного состояния Земли; тепло энергии радиоактивного распада долгоживущих изотопов и некоторые другие менее масштабные теп­ловые источники. Дополнительным источником тепла может быть приливное тре­ние, возникающее при замедленном вращении Земли из-за прилив­ного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем. С глубиной температура земных недр увеличивается. Нарастание температуры (°С) на единицу глубины (м) называют геотермическим градиентом, среднее значение которого равно 3,3°С на каждые 100 м погружения. Глубина в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1°С , называется геотермической ступенью. Измене­ние этих параметров зависит от многих причин: геотермической об­становки, эндогенной активности региона, теплопроводности гор­ных пород. Высокие значения градиента до 20 °С на 100 м отмечаются в зонах субдукции активных континентальных окраин в Курило-Кам-чатской вулканической зоне Тихоокеанской окраины. Одной из причин уменьшения гео­термического градиента может быть более интенсивный конвектив­ный теплообмен. Геотермический градиент от нижней мантии к ядру сокраща­ется на 1,2 К.