Многочисленные измерения величины теплового потока позволили построить карту измеренного и фонового теплового потока северо-западной зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану. Анализ этой карты подчеркивает наличие закономерной связи зон высокого (более 2 мккал/(см2·с) = 2,0 епт), промежуточного (1,2- 2,0 епт) и низкого (менее 1,2 епт) теплового потока с определенными тектоническими структурами региона, а также с возрастом тектоно-магматической активности. При этом оси всех аномалий высокого теплового потока в северо-западной зоне перехода совпадают с простиранием областей тихоокеанской складчатости и вулканизма, т.е. с простиранием Идзу-Бонинской, Японской, Курило-Камчатской и Алеутской систем островных дуг. Относительно осей геоантиклинальных поднятий островных дуг оси аномалий смещены во впадины окраинных морей [Смирнов, Сугробов, 1980а]. Максимальные температуры и минимальная мощность литосферы характерны для геосинклинальных впадин окраинных морей. В осевых частях этих структур астеносферный слой поднимается до 20 и даже 10 км, на флангах он опускается до глубин 40-50 км [Смирнов, Сугробов, 1980б].

Установлено существование парадоксальной (с точки зрения радиогенной природы теплового потока и преимущественной концентрации радиогенных элементов в земной коре) зависимость: чем выше величины теплового потока, тем меньше мощность земной коры в зонах перехода от континента к океану. Исключение составляют только вулканические пояса. Эта закономерность является общей для большинства тектонических структур Земли, что позволяет сделать следующий вывод. Тепло радиоактивного распада не является основным фактором в формировании пространственно-временных вариаций кондуктивного теплового потока через поверхность Земли [Смирнов, Сугробов, 1980а].

Установлена зона резко нестационарного теплового поля в областях современного вулканизма на островных дугах северо-западной части Тихого океана. Выделяется довольно большое число региональных и локальных аномалий, природа которых требует своего выяснения [Смирнов, Сугробов, 1980б].

Командорская котловина, расположенная в Беринговом море севернее сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг, является уникальным «горячим пятном» на земном шаре и по мощности теплового потока превосходит Исландию. При этом в отличие от других котловин окраинных морей Тихого океана аномально высокий тепловой поток в ней не может быть объяснен подвигом литосферной плиты. Это ставит новые вопросы перед гипотезой субдукции литосферных плит [Смирнов, Сугробов, Галушкин, 1982].

Механизмы переноса тепла в Земле

[Магницкий, 1965, с. 6-12; Трухин, Показеев, Куницын, 2005, с. 58-59]

Теплопроводность. В настоящее время единственной более или менее достоверно определенной величиной, характеризующей теплопотери Земли, является тепловой поток Q0, обусловленный теплопроводностью. Поэтому в при оценке температуры верхних частей Земли часто исходят из приведенного выше значения теплового потока Q0,ср, считая, что весь перенос тепла осуществляется только через теплопроводность.

Исходным в этом случае будет уравнение теплопроводности

ρc ∂∂Tt = ∂∂x (χ ∂∂Tx ) + ∂∂y (χ ∂∂Ty ) + ∂∂z (χ ∂∂Tz ) + P(x, y, z,t) , (8.2)

где ρ - плотность, с – теплоемкость, Т – температура, χ - теплопроводность, Р – генерация тепла в единице объема, t – время.

Направляя ось z вертикально вниз и считая в первом приближении, что Т и Р не зависят от x и y, приходим к случае одномерной задачи:

225

ρc	∂T	=	∂	(χ	∂T	) + P(z,t) .	(8.3)
	∂t		∂z
					∂z

Поскольку в дальнейшем расчеты будут вестись для глубин не более 100 км, то кривизной Земли можно пренебречь.

В качестве граничных условий при решении (8.3) можно взять температуру Т0 и тепловой поток Q0,ср на поверхности Земли. Осложнения возникают с начальными условиями. Если температуру U считать от Т0 = const: U = T – T0, т. о. решение уравнения

ρc	∂U	= χ	∂2U	+ P(z,t)
	∂t		∂z 2

при постоянных ρ, с и χ, при начальном: U(z, 0) = 0 и граничных: U(0, t) = 0, U(∞, t) ≠ ∞ условиях дается формулой

	1	∫t	dτ∞∫	h	[e−	(ζ −z)2	− e−	(ζ +z)2
U (z,t) =						4h2 (t −τ )		4h2 (t −τ )
2	π	0	0	t −τ

]P(ζ ,τ)dζ , (8.4)

где h2 = χ/ρc – тепловая функция.

Как показали исследования, для глубин менее 100 км в случае Земли температурный режим можно считать стационарным, полагая Р не зависящей от времени, что связано с медленным изменением Р со временем при большом возрасте Земли. Ошибки при этом будут составлять единицы процента.

Таким образом, при оценке современной температуры на глубинах до 100 км уравнение (8.3) принимает вид

∂∂z (χ ∂∂Tz ) = −P(z) . (8.5)

Решение этого уравнения не зависит от начального условия.

Перенос тепла излучением и экситонами. При температурах свыше 800-15000С

значительное количество тепла передается через породу лучеиспусканием. При более высоких температурах можно ожидать преобладания лучистого переноса. Эффективность этого переноса определяется прозрачностью силикатных минералов к красным и инфракрасным лучам. Добавка коэффициента kr лучистого переноса к теплопроводности выражается приблизительно так:

	kr =	16n2sT 3	,
		3e

где n – показатель преломления, s – постоянная Стефана-Больцмана, е – коэффициент прозрачности. Непрозрачность может препятствовать лучистому переносу, она зависит от количества свободных электронов.

Другой механизм заключается в переносе тепла экситонами. Нейтральные атомы могут возбуждаться радиацией, энергия которой недостаточна для образования свободных электронов, при передаче энергии возбуждения соседнему атому происходит и передача тепла. В некоторых областях мантии экситонная теплопередача (при глубинах больших 100 км) может быть интенсивнее лучистого переноса.

Тепловая конвекция. В жидкой среде она может вынести большое количество тепла даже при сравнительно небольшом градиенте. По-видимому, именно конвекцией

226

передается тепло вверх через внешнее ядро. Многие данные, связанные с происхождением основных поверхностных структур, свидетельствуют о существовании конвекции в мантии. Вязкость верхней мантии может быть достаточно малой, чтобы допустить конвекцию при сравнительно небольшом температурном градиенте, превышающем адиабатический.

Важная геотермическая роль конвекции состоит в том, что тепло из недр Земли может быть вынесено к поверхности Земли гораздо быстрее, чем посредством теплопроводности. Гипотеза конвекции в верхней мантии объясняет уменьшение геотермического градиента глубже 50-100 км от поверхности Земли.

Способы оценки температуры в земной коре

[Магницкий, 1965, с. 6-12]

Теплопроводность. Для определения температуры в пределах земной коры достаточно решить уравнение (8.5), для чего необходимо знать вид функций P(z) и χ(z). Наибольшие затруднения связаны с определением генерации тепла Р.

Основным источником тепла в верхних частях Земли являются радиоактивные элементы, рассеянные в горных породах. В табл. 8.3 приведены осредненные данные о генерации тепла на 1 см3 для разных пород.

Таблица 8.3. Данные о генерации тепла на 1 см3 для различных пород [Магницкий, 1965; с. 8].

Порода	Гранит	Габбро	Эклогит	Дунит	Хондриты	Железные
						метеориты
Р • 1013 кал/(cм3 с)	5.7	1.2	0.1	0.02	0.04	0.00003

Чтобы получить вид функции Р(z), необходимо рассматривать два случая: случай континентальной коры и случай океанической коры (рис. 6.3). Континентальная кора имеет мощность в среднем около 40 км и состоит из «гранитного» и «базальтового» слоев мощностью примерно по 20 км каждый.

«Гранитный» слой состоит не из одного гранита; генерация тепла в гранитах падает с увеличением их возраста. С учетом этих данных, примем генерацию тепла Р в «гранитном» слое равной 4,2 10-13 кал/(cм3с), что соответствует составу слоя на 2/3 из гранита и 1/3 из базальта.

В случае океанической коры будем считать, что кора мощностью 6 км имеет генерацию тепла такую же, как у габбро. Генерацию тепла в подкоровом слое можно определить следующим образом. Близость значений тепловых потоков на континентах и океанах (табл. 8.2) указывает на то, что через единицу поверхности в единицу времени проходит одинаковое количество тепла в обоих случаях. Однако на континентах эта генерация, в основном, сосредоточена в коре, куда были увлечены радиоактивные элементы в процессе образования земной коры при дифференциации вещества мантии Земли. Под океанами же генерация тепла рассредоточена на большую глубину, так как мантия здесь почти дифференцирована (кора очень тонкая). Таким образом, генерация тепла в недифференцированной мантии получится путем рассредоточения источников тепла континентальной коры на всю глубину дифференциации, которая составляет около 400 км. Таким образом, рассредоточивая источники равномерно до глубин 400 км, получим генерацию тепла в оболочке под океанами в 0,25 10-13 кал/(см3с).

Определим зависимость χ(z). Как уже отмечалось выше, теплопроводность зависит от состава пород, давления и температуры. Для глубин до 50 км основную роль играет решеточная часть теплопроводности, причем влияние давления на этом интервале глубин пренебрежимо мало по сравнению с влиянием температуры. Из теории твердого тела

227

Дебая следует, что если известен коэффициент теплопроводности χ0 при температуре Т0, то коэффициент теплопроводности χ при температуре Т будет определяться из соотношения:

χ = χ0Т0/Т. (8.6)

Подставляя (8.6) в (8.5) и учитывая приведенные выше количества генерации тепла под океанами и материками можно рассчитать значения температур в пределах земной коры (табл. 8.4).

Таблица 8.4. Распределение температуры в коре, имеющей строение, описанное в тексте

[Магницкий, 1965, с. 12].

Параметры		Континент			Океан
Глубина, км	20	40	50	11	40	50
Температура, 0С	380	650	700	130	850	1100

Магматическая деятельность Земли как показатель температуры земных глубин

[Магницкий, 1965; с. 16 – 21]. Различают два основных типа магматической деятельности Земли: эффузивный, при котором лавы извергаются на поверхность, и интрузивный, при котором расплав застывает внутри земной коры, образуя интрузивные горные породы. Оба эти типа могут быть использованы для оценки температуры Земли. Наиболее прямые данные можно получить по измерениям температур вулканических лав.

То обстоятельство, что вулканы существуют не повсеместно, вызывает сомнение в том, насколько репрезентативны данные о температуре земных глубин, определенные таким путем.

В соответствии с базой данных [Викулин, Водинчар, Мелекесцев и др., 2007] на Земле в течение последних 12 тыс лет отмечено 6226 извержений 562 вулканов. Из них в пределах окраины Тихого океана отмечено 5353 (86%) извержений 364 (61%) вулканов. Значительное число вулканов приурочено к молодым орогеническим зонам, к зонам современных разломов (например, в Восточной Африке), к океаническим валам. Однако если учесть проявление вулканизма, например, с начала кембрия, то картина размещения вулканов окажется более равномерной. К этому следует добавить весьма широко распространенную вулканическую деятельность океанического дна, что было установлено исследованиями последних десятилетий.

Таким образом, можно утверждать следующее. Во-первых, температуры, получаемые по данным вулканических извержений, достаточно репрезентативны, хотя, вероятно, они и несколько выше средней температуры соответствующих глубин, поскольку по данным сейсмологии вещество оболочки Земли везде твердое и расплавы встречаются лишь в виде отдельных локальных очагов. И, во-вторых, все проявления вулканизма, начиная с кембрия, могут приниматься во внимание при оценках современных температур внутри Земли.

При оценке температур земных глубин по вулканической деятельности возникают две основные задачи: определение глубины первичного источника питания вулканов и определение температуры в очаге.

1.Работами камчатских ученых П.И. Токарева, А.А. Гусева, Л.С. Шумилиной

иС.А. Федотова показано, что у берегов Камчатки и Курильских островов на глубинах около 60 - 100 км существует слабый минимум сейсмической активности (см. рис. 3.2). Этот минимум некоторыми исследователями связывается с тем, что на этих глубинах существуют очаги вулканов, в которых происходит образование расправленной магмы. Однако существует точка зрения, согласно которой таких очагов как таковых не

228