6.2. Источники земного тепла

На Земле существует два основных источника тепловой энергии: 1) тепло, генерируемое за счет радиоактивного распада (радиогенное тепло); 2) первичное тепло, сохранившееся в Земле со времени ее формирования.

Радиогенный тепловой поток обусловлен присутствием в Земле радионуклидов. Выделение тепловой энергии происходит как в результате самого ядерного превращения, так и при взаимодействии заряженных частиц, ядер отдачи, гамма-квантов и осколков деления с окружающими атомами. Количество тепла, выделяемое в результате энергии радиоактивного превращения в 1 МэВ, равно 1,6 · 10^-6 эрг, или 3,83 · 10^-14 кал. Реальными источниками радиогенной тепловой энергии Земли могут быть радионуклиды природных

152

Рис. 6.1. Обобщенная модель теплового потока, ассоциирующегося со спредингом океанического дна. Максимальный тепловой поток в срединно-океаническом хребте, минимальный - в глубоководном желобе, где происходит субдукция (nо Blackwell, 1971)

рядов распада и первичные радионуклиды, не образующие рядов. Более 99% радиогенного теплового потока обусловлено рядами распада урана и тория, а также ⁴⁰К. Хотя распространенность ⁸⁷Rb выше, чем ⁴⁰К, однако он испускает низкоэнергетические β-частицы (44 кэВ), которые создают ничтожную долю радиогенного тепла. Вклад других радионуклидов еще меньше.

Если известны состав пород, слагающих ту или иную оболочку Земли, и содержание в них U, Th и К, то средняя генерация тепла А в ней может быть рассчитана по формуле

А = 0,31ρ (0,73 U + 0,20 Th + 0,27 К),

где U, Th - содержание элементов в г/т; К - содержание в %; ρ - плотность пород, г/см³. Единицей генерации тепла А является ЕГТ (или HGU - Heat Generation Unit): 1 ЕГТ = 1 · 10^-13 кал/(см³ · с) = 0,4187 мкВт/м³.

Генерация радиогенного тепла отдельными слоями и оболочками, а также Землей в целом зависит от выбранной модели. В табл. 6.2 дан расчет, выполненный А.А. Смысловым.

153

Таблица 6.2

Генерация радиогенного тепла различными оболочками земной коры
(Смыслов, 1983)

Мантийный тепловой поток q_м определяется по разности между измеренным тепловым потоком q и генерацией радиогенного тепла q_р. Мантийным тепловым потоком называют ту долю общего теплового потока, которая поступает из глубин Земли через раздел Мохо. Картирование мантийного теплового потока показало, что он варьирует от величины менее чем 0,4 ЕТП в докембрийских структурах до 2,5 - 3,0 ЕТП во впадинах окраинных морей (Смирнов, 1980). Тектонически активным поясам соответствует высокий тепловой потенциал верхней мантии. Здесь расход тепловой энергии, поступающей из мантии, в 5 - 7 раз превышает средний тепловой поток Земли.

Соотношение между радиогенной и мантийной составляющими теплового потока в разных структурно-тектонических зонах неодинаково. Для большинства блоков континентальной земной коры с полным набором слоев вклад радиогенного тепла составляет от 40 до 70% и более, для древних стабилизированных платформ (Восточно-Европейской, Сибирской, Северо-Американской) достигает 50 - 60%. Напротив, в отличие от областей со стационарным тепловым режимом, для тектонически активных областей, обладающих нестационарным тепловым полем, основной вклад дает мантийный компонент, который здесь достигает 60 - 80%. В пределах океанических блоков земной коры и в зоне перехода от континента к океану доля радиогенного компонента не превышает 10 - 20% (Смыслов, 1983). В зонах спрединга, где происходит подъем горячего мантийного материала, величина мантийного потока максимальна.

154

Рис. 6.2. Зависимость теплового потока от возраста океанического дна (Любимова, 1983)

Рис. 6.3. Континентальная и океанические геотермы (nо Oxburgh, 1980)

Она закономерно уменьшается по мере удаления от оси срединно-океанического хребта, т.е. по мере увеличения возраста океанической коры (рис. 6.2): q_м ≈

1

√t

, где t - возраст, млн лет (Любимова, 1983).

В тех слоях коры, где преобладает радиогенный тепловой поток, температура на той или иной глубине может быть рассчитана по уравнению (Смирнов, 1980)

T = T₀ + (q/h)Z - AZ²/2k,

где Т - температура на глубине Z, °С; Т₀ - температура на земной поверхности, °С; q - поверхностный тепловой поток, мккал/(см² · с); Z - глубина, км; А - скорость теплогенерации,

155

Рис. 6.4. Зона изменения геотермальных градиентов в земной коре, обусловленная вкладом радиогенной составляющей гранитно-метаморфического слоя (по Смыслову, 1983). Блоки земной коры: а - глубокоэродированный (гранулитовый пояс Кольского полуострова); б - с полным профилем радиогеологических зон и мощным гранитно-метаморфическим слоем (Забайкалье). 1 - суммарная геотерма; 2 - мантийная составляющая; 3 - радиогенная составляющая. Слои литосферы: 4 - слаборадиоактивный гранитно-метаморфический; 5 - высокорадиоактивный гранитно-метаморфический; 6 - гранулито-базитовый; 7 - подкоровый, верхняя мантия

10^-13 кал/(см³ · с); k - теплопроводность, Мкал/(см · с · °С). На основании расчета температур, соответствующих определенным глубинам для конкретных точек земной поверхности, можно построить геотермы - кривые распределения температур с глубиной. В качестве примера на рис. 6.3 приведена континентальная геотерма для q = 1,2 ЕТП и две океанические геотермы, соответствующие океаническим породам различного возраста (Oxburgh, 1980). На основании изучения теплового потока Земли был разработан целый класс моделей термальной истории Земли, где радиогенный компонент теплового потока во многом зависит от исходных отношений K/U и Th/U (рис. 6.4).

Термальная энергия Земли в местах высоких тепловых потоков (2 ЕТП) часто преобразуется в энергию вулканизма, горячих источников. Во многих таких местах геотермальная энергия используется в качестве источника тепла и для производства электроэнергии с помощью перегретого пара (месторождения Исландии, Японии, Новой Зеландии, Италии, США, России).

156