парначев

Хорошо известно, что бoльшая часть тепла, попадающего на земную поверхность, приходит от Солнца, составляя 99,98% теплового бюджета поверхности Земли. Однако почти все это тепло излучается обратно в космос, не проникая в недра Земли глубже, чем на первые сотни метров и, таким образом, не оказывает почти никакого влияния на эндогенную активность Земли. Внутреннее тепло Земли, которое, собственно, и является предметом изучения геотермии, составляет всего около 0,02% от теплового бюджета земной поверхности, но именно оно и служит мерой эндогенной геодинамической активности нашей планеты.

Внутреннее тепло Земли имеет несколько главных источников.

По крайней мере часть его обязана своим происхождением радиоактивному распаду долгоживущих изотопов 40K, 235U, 238U и 232Th. Но содержания указанных радиоактивных изотопов в глубинных оболочках современной Земли (мантии и ядре) ничтожно малы (см. раздел 1.2 и главу 6). Одного радиоактивного распада явно не хватает для обеспечения современной геотермальной энергии. Однако не следует забывать, что за продолжительный период геологической эволюции часть радиоактивных изотопов испытала распад (а короткоживущие изотопы вообще распались полностью), а, значит, вклад радиогенного тепла в суммарный тепловой баланс молодой Земли был значительно выше современного.

Другая часть – это остаточное тепло, накопленное в недрах Земли еще с ранних стадий ее эволюции (в процессе начального разогрева, аккреционного, радиогенного и приливного, см. раздел 1.1.4), но пока не успевшее уйти в космическое пространство.

Наконец, наиболее мощным источником глубинного тепла Земли является гравитационная дифференциация ее недр (конвекция), начавшаяся на самых ранних стадиях эволюции Земли и продолжающаяся в настоящее время, часть энергии которой также переходит в тепло.

Таким образом, под тепловым полем Земли понимаются температура в ее недрах, с одной стороны, и плотность теплового потока на ее поверхности – с другой. Тепловое поле связано как с термическим режимом недр, так и со способностью различных оболочек Земли передавать глубинное тепло и самостоятельно его генерировать.

Тепловой поток Q – это то тепло, которое уходит из недр Земли через ее поверхность в атмосферу, а затем в космическое

71

пространство (те самые ничтожные 0,02% от теплового бюджета

земной поверхности). Современная скорость потери тепла Землей примерно равна 4,3 · 1013 Вт (Дж/с), или 1,35 · 1021 Дж/год. Чтобы

реальнее ощутить мощность Земли как тепловой машины, представьте себе 40 млрд обычных бытовых электронагревательных приборов, работающих вместе.

Естественно, что для геодинамики интерес представляют не только суммарные теплопотери Земли, но и интенсивность, с которой они идут в различных регионах. Последняя характери-

зуется плотностью теплового потока q – удельной величиной,

равной количеству тепла (джоулей), перенесенного за единицу времени (секунду) через единицу поверхности (квадратный метр) в определенном направлении. Соответственно плотность теплового потока q измеряется в Дж · с–1 · м– 2 или в ваттах (Вт) на квадратный метр, причем для целей геотермии наиболее удобна дробная единица 1 мВт/м2 = 10– 3 Вт/м2. Иногда плотность тепло-

вого потока выражается в единицах теплового потока (е.т.п.), где

1 е.т.п. = 41,84 мВт/м2.

Теплоперенос в Земле осуществляется преимущественно за счет двух механизмов – молекулярного (кондуктивного) и конвек-

тивного. Третий механизм лучистого теплопереноса, когда тепло переносится электромагнитным излучением, для недр Земли малосуществен, хотя перенос на Землю энергии от Солнца производится исключительно этим механизмом. Кондуктивный теплоперенос имеет место, когда в среде в каком-то направлении происходит передача энергии при столкновении между молекулами, без движения самой среды. Например, если с подошвой литосферы контактирует горячая астеносфера, то часть тепла последней неизбежно будет передаваться кондуктивным путем на поверхность литосферы, без какого-либо движения ее вещества. Конвективный же теплоперенос, напротив, связан с движением среды как целого. Его примерами в геологии служат, в частности, перенос тепла лавами вулканов и гидротермами.

Плотность кондуктивного теплового потока q на поверхности Земли описывается законом Фурье:

	q = −k	dT		(1.4.1)
		dz ,
где	k – коэффициент теплопроводности, T – температура, а
z –	координата в направлении	изменения температуры. Знак

72

“минус” в (1.4.1) отражает тот факт, что поток тепла направлен в сторону убывания температуры, т.е. из недр Земли по нормали к ее поверхности. Величина dT/dz характеризует скорость возрастания температуры с глубиной и называется геотермическим градиен-

том.

Геотермический градиент измеряется с помощью чувствительных приборов (термисторов), устанавливаемых на определенном вертикальном расстоянии друг от друга. На суше это делается обычно в буровых скважинах. Коэффициент теплопроводности k определяется либо в лаборатории по образцам керна, взятого из скважин, либо in situ по скорости повышения температуры при установке в скважине нагревательного устройства. На океанском дне обычно имеется достаточно мощный слой неконсолидированных осадков (см. раздел 1.2.3), позволяющий заглубить измерительный зонд длиной несколько метров. В зонде закрепляют термисторы, с помощью которых измеряют температуру, а значит, и геотермический градиент, в то время как сам зонд используется как пробоотборник: в его полости оказывается проба грунта, теплопроводность которого определяют уже в лаборатории на борту судна.

Коэффициент теплопроводности k (или удельная теплопроводность) измеряется в Вт · м–1 · °С–1 (или Дж · м–1 · с–1 · °С–1) и служит мерой того, насколько легко тепло распространяется через материал, или, более строго, сколько тепла нужно подвести к нижней границе слоя единичной толщины, чтобы за единицу времени температура на его верхней границе изменилась на 1°С.

Простые эксперименты, которые ставит сама природа, показывают, что Земля очень плохо проводит тепло. Например, суточные вариации температуры едва ощущаются на глубине 1 м.

73

Благодаря этому, в частности, удается сохранять продукты жарким летом в деревенском погребе. Но напомним, что речь в данном случае идет лишь о кондуктивном теплопереносе, которому препятствует низкая теплопроводность почвы. Стоит оставить дверь в погреб открытой, как тепло проникнет туда конвективным путем вместе с нагретым воздухом, и продукты испортятся. Другой, более “геологический” пример низкой теплопроводности Земли – наличие в ней на глубине около 1 км слоя пониженной температуры, связанного с влиянием последнего оледенения, которое было, как известно, более 10 000 лет назад.

Зависимость распространения температурного возмущения от времени при нагревании или охлаждении материала опреде-

ляется коэффициентом температуропроводности χ

	χ =	k	,	(1.4.2)
		Cp ρ

где ρ – плотность материала, а Cp – его удельная теплоемкость. Величину χ можно использовать для получения полезных оценок некоторых термических эффектов в Земле. Температуропроводность литосферы, как уже отмечалось, чрезвычайно низка и составляет в среднем около 10 – 6 м2/с, а для проникновения температурных возмущений на расстояние l требуется время l2/χ. Это значит, что если бы тепло в Земле распространялось только кондуктивным путем, то термическое событие, произошедшее на глубине 100 км (у подошвы литосферы), ощутилось бы на поверхности Земли лишь спустя 1016 с ≈ 300 млн лет. На самом деле, для Земли характерен еще и конвективный механизм теплопереноса, и потому эффект от глубинных термических возмущений передается на поверхность гораздо быстрее, чем это следует из приведенной оценки.

Среднее по всем континентам значение плотности теплового потока (qc) составляет 56,5 мВт/м2, по океанам (qo) – 102,2 мВт/м2. Полный тепловой поток Q из недр Земли получается суммированием произведений континентального и океанского

тепловых потоков на площади континентов (включая континентальные окраины) Sc = 2 · 1014 м2 и океанов So = 3,1 · 1014 м2:

Q = Sc qc + So qo = Qc + Qo = 4,3 1013 Вт .

(1.4.3)

74

Разделив глобальный тепловой поток Q на площадь поверхности Земли S = 5,1 · 1014 м2, получаем среднее значение плотности глобального теплового потока qср = 84 мВт/м2.

Средняя величина, а главное структура теплопотока резко отличаются на континентах и в океанах. Основные причины этого

– различная способность континентальной и океанской коры к генерации собственного тепла, а также то, что в континентальных и океанских областях преобладают разные механизмы теплопереноса.

Плотность теплового потока, генерируемого только в коре qcr, может быть рассчитана по формуле

qcr = ρc hc Hc ,

(1.4.4)

где ρc – плотность коры, hc – ее мощность, а Hc – радиогенная теплогенерация на единицу массы.

Для океанской коры, состоящей главным образом из базальтов (см. раздел 1.2.3), примем ρc = 2900 кг/м3, hc = 6 км, Hc = 2,6 · 10 –11 Вт/кг (радиогенная теплогенерация океанской коры чрезвычайно низка из-за ничтожно малых содержаний радиоактивных элементов). Из (1.4.4) находим qcr = 0,45 мВт/м2. Эта величина пренебрежимо мала (менее 0,5%) по сравнению со средней плотностью океанского теплового потока (102,2 мВт/м2). Следовательно, собственные источники тепла не дают заметного вклада в океанский поверхностный тепловой поток, а значит, основным его источником является глубинное тепло, идущее из мантии.

В соответствии с этим в океанах основной вынос тепла из недр происходит в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов, где горячая астеносфера наиболее близко подходит к поверхности (рис. 1.4.1). Теплоперенос здесь идет в основном конвективным путем вследствие исключительно активных вулканизма и гидротермальной деятельности. Из-за этого в океанских рифтовых зонах наблюдается очень сильный разброс значений плотности теплового потока, а его величина достигает максимальных для поверхности Земли значений 400 – 500 мВт/м2. Однако по мере удаления от рифтовых зон океанский тепловой поток быстро становится менее дифференцированным, а его интенсивность снижается до 50 – 60 мВт/м2, что вдвое уступает среднему значению. Это проис-

75

ходит потому, что источник тепла (астеносфера) заглубляется, а основные и ультраосновные породы, из которых состоит океанская литосфера, очень плохо проводят глубинное тепло (характеризуются низким коэффициентом теплопроводности k).

2	600
ìÂò/ ì	500
потока,	400
теплового	300
	200					Среднее значение
П лотность						для океана
	100
	0
		0	200	400	600	800	1000
		Расстояние от рифтовой зоны океана, км

Рис. 1.4.1. Снижение плотности океанского теплового потока при удалении от рифтовой зоны срединно-океанского хребта.

В континентальной коре концентрация радиоактивных элементов значительно выше, чем в океанской. Приняв значение Hc = 9,6 · 10 –10 Вт/кг (средняя радиогенная теплогенерация пород гранитного ряда), hc = 35 км и ρс = 2700 кг/м3, с помощью (1.4.4) находим плотность поверхностного теплового потока qcr = = 91 мВт/м2. Она значительно превышает среднюю плотность теплового потока на континентах (56,5 мВт/м2), откуда следует вывод, что концентрация радиоактивных элементов в континентальной коре должна понижаться с глубиной. Многочисленные эксперименты показали, что радиогенное тепловыделение уменьшается с глубиной примерно по экспоненциальному закону, а мощность зоны изотопного обогащения в континентальной коре составляет в среднем около 10 км. В таком случае доля радиогенного тепла составляет от 40 до 50% теплового потока, проходящего через поверхность континентальной коры любого возраста. Второй компонент континентального теплового потока – остаточное тепло от последних по времени термических возмущений, распространяющееся преимущественно кондуктивным путем. Его вклад изменяется от примерно 30% суммарного теплопотока в

76

областях молодой (альпийской) складчатости до нуля в пределах
древних щитов. Наконец, третий компонент – это “фоновый”
поток глубинного тепла (20 – 50%), источником которого является
тепловая энергия, выделяющаяся в процессе гравитационной
дифференциации (конвекции) в мантии и ядре Земли.
	На рис. 1.4.2 показан простой способ раздельной оценки
различных компонентов теплового потока, проходящего через
поверхность континентов. Измерения плотности теплового потока
выполнены в пределах материковых щитов, где, как сказано выше,
доля остаточного тепла (второго компонента) заведомо незначи-
тельна. Измеренные значе-
ния, естественно, отлича-									70
ются,	поскольку				коровый
тепловой		поток сильно					за-			Среднее значение
висит от мощности, плот-								ì2
									60	для континентов
ности	и		теплогенерации					ìÂò/
зоны	изотопного				обогаще-
								потока,
ния, а эти параметры силь-									50	Коровый
но варьируют в различных										(радиогенный)
регионах. Однако видно,								теплового		тепловой поток
что	экспериментальные
оценки лежат				вблизи		пря-			40
мой,	параметры				которой
								Плотность
позволяют			раздельно			оце-
нить вклад коровой и ман-									30	Мантийный
тийной		составляющих					в			тепловой поток
суммарный тепловой поток
континентов.				Постоянный					20
коэффициент				прямой			(та
часть, которую она отсекает									Рис. 1.4.2. Разделение суммарного
на оси ординат) соот-								теплопотока континентов на коровую и
ветствует величине мантий-										мантийную составляющие.
ного				(“фонового”)
теплового потока. Видно, что последняя для всех континентов
примерно постоянна и составляет около 35 мВт/м2. Угол наклона
прямой в соответствии с формулой (1.4.4) пропорционален
мощности, плотности и теплогенерации зоны изотопного
обогащения континентальной коры. Если какие-либо два
параметра в конкретном регионе известны, то не составляет труда
по углу наклона прямой, аппроксимирующей экспери-ментальные
данные, определить третий параметр.
									77

Таким образом, главным отличием океанского и континентального тепловых потоков является то, что первый в основном (на 99%) имеет мантийное происхождение и распространяется конвективным путем, тогда как второй в значительной степени радиогенного происхождения и распространяется, за исключением локальных областей, кондуктивным путем.

1.5. Геомагнетизм

Магнитное поле Земли создается замкнутыми электрическими токами в ее недрах и намагниченностью горных пород. Оно характеризуется двумя векторными величинами – напряженностью H и магнитной индукцией B, связанными уравнением

B = µ0 (H + J) ,

(1.5.1)

где µ0 – магнитная проницаемость вакуума (скалярная величина),

равная 4π · 10 –7 Тл · м · А–1, а J – намагниченность среды (векторная величина).

Взаимосвязь B и H состоит в том, что любое намагничивающее поле напряженностью H создает поток, плотность которого называется магнитной индукцией B. Уравнения связи между двумя основными характеристиками магнитного поля записываются в виде

J = χH ,	(1.5.2)
B = µµoH ,	(1.5.3)

здесь χ – магнитная восприимчивость вещества, а µ – его магнитная проницаемость, причем µ =1+ χ .

Примерно на 90% геомагнитное поле аппроксимируется полем центрального диполя, ось которого на 11,5° отклонена от оси вращения Земли (рис. 1.5.1), а магнитный момент М составляет 8 · 1022 А · м2. Ось центрального диполя проходит через центр Земли и пересекает ее поверхность в двух точках, которые называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюса

78

являются, таким образом, антиподами и располагаются в точках с координатами 79° с.ш. и 71° з.д. (в Гренландии) и 79° ю.ш. и 109° в.д. (в Антарктиде).

Îñü вращения

Земли

Северный

полюс

11,5

Геомагнитные полюса Центральный

диполь

Южный

полюс

Рис. 1.5.1. Аппроксимация магнитного поля Земли полем центрального осевого диполя.

Полный вектор индукции геомагнитного поля B может быть разложен на составляющие, например вертикальную Z и горизонтальную H (рис. 1.5.2). Угол между горизонтальной составляющей геомагнитного поля H и направлением на географический север называется склонением D, а угол между полным вектором B и его горизонтальной составляющей H – наклонением I. Если бы геомагнитное поле было чисто дипольным, то на геомагнитных полюсах (I = 90°) составляющая Z была бы максимальной, а составляющая H равнялась бы нулю; и наоборот, на геомагнитном экваторе (I = 0°) Z равнялась бы нулю, а H достигала бы максимального значения.

Однако поле центрального осевого диполя – это лишь хорошая аппроксимация реального геомагнитного поля: последнее примерно на 10% все же отклоняется от дипольного. Вследствие

79

недипольности магнитного поля Земли на ее поверхности есть еще две важнейшие точки, где реально измеренное магнитное поле на-

			Север	правлено строго вертикально вверх или
			H	вниз. Эти точки называются магнит-
		D		ными полюсами и располагаются при-
				мерно на 76° с.ш. и 101° з.д. и 66° ю.ш. и
		I	Восток
				141° в.д. Магнитные полюса, в отличие
				от геомагнитных, антиподами не явля-
				ются по причине недипольности полного
				магнитного поля Земли.
				Магнитное поле центрального осе-
			B	вого диполя обладает круговой симмет-
				рией. Это значит, что, зная склонение I и
Z				наклонение D в какой-либо точке земной
				поверхности с координатами (ϕ, λ), по
Рис. 1.5.2. Элементы				ним можно однозначно определить коор-
геомагнитного поля.				динаты геомагнитного полюса (Φ, Λ):

sinФ = sinϕ sinϕm + cosϕ cosϕm cos D ,			(1.5.4)
sin(Λ − λ) = cosϕm sin D / cosФ,			(1.5.5)
где ϕm – геомагнитная широта в точке наблюдения:
tgϕm =	1	tg I	(1.5.6)
2

Принцип центрального осевого диполя имеет ключевое значение в палеомагнитологии – науке о древнем магнитном поле Земли. Пересчет по формулам (1.5.4) – (1.5.6) позволяет по измеренным элементам древней (остаточной) намагниченности (ее склонению и наклонению) определить кажущееся положение древнего геомагнитного полюса (см. раздел 5.3).

Как дипольная, так и недипольная составляющие геомагнитного поля со временем меняются по направлению и интенсивности. Это явление получило название вариаций геомагнитного поля. Периоды вариаций изменяются от миллионов лет до долей секунд. Причины длиннопериодных вариаций связывают с процессами, идущими в глубоких недрах Земли, а короткопериодных

80