Количество создаваемой радиоактивным процессом тепловой энергии не только достаточно, чтобы объяснить потерю Землею тепла излучением и все динамические и морфологические воздействия внутренней энергии планеты и на ее поверхность - земную кору, но и для того, чтобы поднять ее температуру.

В.И. Вернадский

Проблема источника тепловой энергии Земли возникла достаточно давно и до сих пор остается актуальной. Наблюдения в шахтах и буровых скважинах, а также вулканическая деятельность свидетельствуют о высоких температурах в недрах Земли.

Тепловая энергия Земли является движущей силой многих, прежде всего эндогенных, геологических процессов, начиная с образования ядра, эволюции коромантийной системы, дегазации Земли с возникновением океана и атмосферы, движения литосферных плит, горообразования, вулканизма и кончая формированием месторождений полезных ископаемых. Знание распределения земного тепла в пространстве и во времени дает возможность исследовать геодинамическую эволюцию Земли. Термическая история Земли может быть реконструирована, если известны: 1) первоначальное распределение температур; 2) распределение источников тепла; 3) тепловое поле на поверхности Земли в настоящее время; 4) изменение температуры с глубиной; 5) распределение теплофизических свойств с глубиной (теплоемкости, теплопроводности и т.д.); 6) механизм переноса тепла. Большинство этих параметров неизвестно или известно предположительно либо частично (например, распределение с глубиной).

6.1. Современное тепловое поле Земли

Основным эмпирически определяемым параметром, характеризующим современное тепловое поле Земли, является тепловой поток. Плотность земного теплового потока q выражает потери

150

тепловой энергии Земли через единицу поверхности в единицу времени. Величину q обычно сокращенно называют тепловым потоком. Он равен произведению геотермического градиента по нормали к земной поверхности (Grad T_n) на теплопроводность среды (k):

q = -k Grad T_n.(6.1)

Единица теплового потока - ЕТП (или HFU - Heat Flow Unit) - равна 1 · 10^-6 кал/(см² · с). Геотермический градиент на суше определяется путем измерения температур при бурении глубоких скважин, а в океане - при глубоководном бурении:

Grad Т_n = dT/dZ,(6.2)

где Т - температура; Z - глубина. Измерения на суше проводят ниже нейтрального слоя, который отделяет слой сезонных колебаний температур от более глубоких зон. Величина Т_n на суше варьирует от 0,5 до 7°С на каждые 100 м. На участках локальных термоаномалий градиент Т_n может меняться от отрицательных значений до величин более 100°С на 100 м (например, выходы термальных источников, вулканы, техногенные аномалии и т.д.). Для осадочного слоя в океане он варьирует от 1,5 до 15°С на 100 м (Смирнов, 1980).

Теплопроводность горных пород измеряется в лабораторных условиях. Она имеет величину порядка n · 10^-3 кал/(см · с · °С). Величина и варьирует от 1,5 - 3,0 для донных осадков до 7,0 - 10,0 для кислых и ультраосновных изверженных пород и 10 - 15 для галогенных пород и кварцитов.

Тепловой поток q - величина более стабильная, чем k и Grad Т_n. Его значения варьируют от 0,7 до 3,0 ЕТП (табл. 6.1). Распределение теплового потока связано с геолого-тектоническими условиями территории. Однородные тектонические структуры характеризуются одинаковой величиной теплового потока. Особенности распределения теплового потока стабильных и активных тектонических зон резко различны. Стабильным областям свойственно однородное распределение теплового потока. Минимальные значения q имеют докембрийские платформы. В областях фанерозойских платформ поток увеличивается. Еще в большей степени он увеличивается в районах фанерозойской складчатости, возрастая от более древних структур к более молодым.

151

Таблица 6.1

Распределение теплового потока по поверхности Земли
(Aswathanarayana, 1985)

Регионы	Число измерений	Средний тепловой поток
		ЕТП (HFU)	мВт/м2
Континентальные структуры
Архейские платформы	89	1,00	41,87
Протерозойские платформы	153	1,12	46,89
Фанерозойские неорогенические области	206	1,29	54,01
Раннепалеозойские орогенические области	54	1,37	57,36
Позднепалеозойские орогенические области	452	1,46	61,13
Мезозойские орогенические области	67	1,57	65,74
Третичные орогенические области	478	1,77	74,11
Океанические структуры
Океанический бассейн	1822	1,47	61,55
Центры спрединга	1145	2,63	110,12
Океанические желоба	63	1,16	48,57
Континентальные окраины	193	1,78	74,53
Континентальный склон	141	1,81	75,78
Асейсмичные хребты	205	1,74	72,85
Зоны разломов	59	2,06	86,25
Островные дуги	89	1,71	71,60

1 ЕТП (HFU) = 1 · 10^-6 кал/(см² · с) = 41,87 мВт/м².

В тектонически активных поясах тепловой поток резко дифференцирован. Максимальные значения q наблюдаются в рифтогенных структурах и горячих точках, минимальные - в глубоководных желобах (рис. 6.1). Имеются различия в величине теплового потока для альпийских и современных геосинклиналей. В последних он несколько ниже.

152