title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Тепловое поле

Тепловое поле

Как и поле силы тяжести, тепловое поле Земли формируется под действием внешних и внутренних источников. Они подробно обсуждаются в многочисленных публикациях и, кроме того, знакомы по школьным курсам географии, а также по предмету «общая геология». Поэтому остановимся лишь на некоторых сторонах этого интереснейшего и сложного вопроса, подчеркнув, что природа источников теплового поля в основном еще неясна и представления о ней находятся на уровне концептуальных моделей.
Температура на поверхности Земли определяется главным образом солнечным теплом, поток которого составляет в среднем 3,4*10в2 Вт/м2. Однако в каждой конкретной ситуации значение это существенно меняется и зависит от времени года и времени суток, рельефа местности, географической широты, погодных условий, характера поверхности (вода, лед, растительный покров...) и т. д. Считается, что поверхность Земли находится в состоянии, близком к тепловому равновесию и в среднем излучает столько же тепла, сколько получает. Ho этот эталон по своей структуре чрезвычайно сложен и неустойчив во времени. Поток тепла меняется по интенсивности и направлению. Температурные колебания разного периода проникают на различную глубину.
О длиннопериодных вариациях теплового поля Земли свидетельствуют эпохи оледенений, следы которых обнаружены не только в отложениях четвертичного периода, но и в более древних отложениях, вплоть до раннепротерозойских. Планетарные палеоклиматические реконструкции свидетельствуют о широтной зональности внешнего теплового поля Земли на протяжении всего фанерозоя, а также показывают, что эта зональность существенно смещалась в связи с движением географических полюсов. Важно отметить, что, по H.М. Страхову, наиболее интенсивное смещение полюсов имело место после теократических эпох. Так, завершение каледонского тектонического этапа в силуре сопровождалось смещением полюсов в конце девона, конец герцинского этапа в перми «привел» к подвижке полюсов в триасе и т. д. Все это свидетельствует о том, что на фоне суточного вращения и движения по околосолнечной орбите Земля совершает и очень медленное субмеридиональное вращение, которое напоминает длиниопериодные толчки.
Таким образом, есть основания полагать, что длиннопериодные изменения теплового поля у поверхности Земли происходили почти одновременно с изменениями ее поля силы тяжести.
Ho Земля не только получает и переизлучает обратно солнечную энергию (10в25 Дж/год), она имеет и собственный тепловой поток, генерируемый в ее недрах. Используя расчетную сетку с ячейкой 9*10в4 квадратных морских миль, американский геофизик У Ли и японский геофизик С Уеда получили среднюю плотность теплового потока на континентах (5,9±2,18)*10в-2 Вт/м2 (при средней квадратичной погрешности ±0,29*10в-2), а на океанах (5,95±3,27)*10в-2 Вт/м2 (при средней квадратичной погрешности ±0,17*10в-2). Отметим, что его значения на континентах и в океанах, несмотря на различие условий, оказались практически одинаковыми. Помимо теплового излучения Земля теряет глубинное тепло и другими способами: при выделении магматических расплавов и вулканических газов, при переносе подземными водами, в результате процессов горообразования и метаморфизма. Доля этих потерь в общем тепловом балансе Земли невелика, поскольку главная роль в нем принадлежит тепловому потоку. За счет чего же генерируется этот поток?
Главным источником внутреннего тепла Земли считается радиоактивный распад долгоживущих изотопов. Однако и в таком толковании не все объясняется. Так, например, как обосновать эквивалентность континентального и океанического тепловых потоков при значительном различии геохимического разреза континентальной и океанической коры?

Для континентальных и океанических блоков литосферы выделяется несколько типов геотермических режимов земной коры и верхней мантии (рис. 4.8).
1. Стационарный режим с однородным стабилизированным во времени тепловым полем, низкой температурой и слабой тепловой активностью. Такой режим наблюдается в древних платформах и складчатых областях палеозоя и докембрия, где не проявились в послепалеозойское время процессы тектоно-магматической активизации.
2. Нестационарный режим охлаждения с повышенными убывающими во времени тепловым потоком и глубинной температурой. Такие условия характерны для структур, завершивших орогенную стадию развития в позднем мезозое и кайнозое.
3. Нестационарный режим разогрева, который происходит при эволюционном накоплении тепла под чехлом теплоизолирующих осадков (верхнекоровый разогрев) и конвективном привносе глубинного (мантийного) тепла по зонам раздвигов и другим структурам (подкоровый разогрев).
Эти типы теплового режима недр сменяют друг друга во времени, отражая геологическую эволюцию структур:

На рис. 4.9 представлена схема теплового потока территории России и прилегающих акваторий. Стационарный геотермический режим и низкие значения теплового потока характерны для Русской и Сибирской платформ. К областям с нестационарным режимом охлаждения и умеренными тепловыми потоками относятся территории киммерийской и отчасти герцинской складчатости. Нестационарный геотермический режим с верхнекоровым разогревом отмечается в молодых платформах (Западно-Сибирской, Tyранской, Скифской). Блоки с нестационарным режимом корового и подкорового разогрева и очень высокими значениями тепловых потоков наблюдаются в молодых складчатых областях и районах проявления тектоно-магматической активизации в кайнозое. В табл. 4.1 охарактеризованы основные типы геотермического режима земной коры.

Поверхность Земли испытывает температурные колебания разной периодичности: суточные, сезонные, годовые, многолетние, вековые и геологические. Эти колебания имеют разную амплитуду, но все они от поверхности Земли передаются на глубину, формируя тем самым вертикальную температурную зональность. Подошва каждой зоны рассматривается как поверхность постоянных температур в пределах соответствующего периода их колебаний. Например, для слоя постоянных годовых температур эта граница означает, что выше нее в течение года температура меняется, а ниже нее в течение года остается постоянной, но меняется в течение более длительных интервалов времени. Если иметь в виду только кондуктивный механизм теплообмена, то можно получить представление о некой нормальной (ненарушенной) температуре зональности гелиогеотермозоны.

Слой суточных амплитуд температуры. Подошва его в зависимости от конкретных условий (отсутствие снежного покрова, его мощность, широта местности и т. д.) может находиться на разных глубинах, но обычно не более первых метров от поверхности Земли. По многолетним данным Гидрометслужбы России оптимальная глубина подошвы этого слоя составляет 0,8—1,0 м.
Слой сезонных температурных изменений. Его подошва находится обычно на глубинах 8—10 м, хотя в определенных условиях, например связанных с оттаиванием и промораживанием горных пород, т. е. при участии конвективной составляющей в теплопереносе, может опускаться и до больших глубин, в 50 и почти 100 м (рис. 4.10). Кондуктивный же перенос тепла, фиксируемый как температурная волна, идущая от поверхности Земли, запаздывает на 20—30 сут на каждый метр погружения и достигает глубины 10 м примерно через 8—10 мес. В средней части этого слоя для северного полушария, например, минимальная температура приходится на июль, а максимальная — на январь.
Слой годовых амплитуд температуры. Подошву этого слоя часто называют «нейтральным слоем». От него, как правило, начинается рост температуры с глубиной. Из этого факта следует, что амплитуда более длиннопериодных колебаний температуры с этой глубины резко уменьшается и асимптотически стремится к нулю (рис. 4.11). В силу резкого уменьшения амплитуды выделение «нейтрального слоя» (н. с.) во многом зависит от точности измерений. Читатель легко поймет это, посмотрев табл. 4.2.


В среднем глубина залегания «нейтрального слоя» оценивается приблизительно в 15—20 м. В зависимости от конкретных физико-географических и геологических условий этот слой имеет разные температуры. На территории России, например, наблюдаются изменения от —13 °C (внутренние районы Таймырского полуострова) до +20 °C (пустыни Средней Азии).
Слои многолетних амплитуд температуры. Подошвы этих слоев связывают с климатическими циклами 11, 35, 70—80 лет и оценивают ориентировочно с помощью третьего закона Фурье:

где Z, Z1 — глубины затухания температурных амплитуд, соответствующих периодам колебаний t и t1.
Здесь подразумевается изотропная с точки зрения теплопроводности среда, кондуктивная теплопередача и постоянные по активности и распределению источники тепла. Кроме того, качество оценки существенно зависит от качества получения данных по известному слою. С этими оговорками и следует принимать приводимые ниже данные по подошве слоев многолетних температурных амплитуд:

Прямые измерения температурных амплитуд, достаточно длительные для того, чтобы оценить положение каждого из указанных слоев, нам неизвестны. Приводимые в ряде работ карты изотерм для крупных регионов по глубинам 125, 250 м показывают, что изотермические поверхности качественно коррелируют с поверхностью радиационного баланса этих территорий, что рассматривается как косвенное подтверждение принадлежности данных глубин к гелиогеотермозоне. Если же выражаться еще осторожнее, то следует говорить о том, что карты радиационного баланса не противоречат утверждению, что глубины 125, 250 м относятся к гелиогеотермозоне.
Слой вековых амплитуд температуры. Здесь имеется в виду толща пород и находящихся в них вод, в которой отражены температурные колебания, происходившие на поверхности Земли в четвертичном периоде. Последние изменения начались 4,5 тыс. лет назад, а наиболее удаленное от нас межледниковье — 275 тыс. лет. Этим двум датам соответствуют расчетные глубины 1,3 и 10 км. Анализ карт изотермических условий на глубинах 500 и 1000 м для территории России показывает, что они плохо согласуются с распределением радиационного баланса подстилающей поверхности. Можно говорить о такой согласованности лишь в самых общих чертах, на уровне тренда первого порядка. Это естественно, потому что определяющим в положении изотерм на таких глубинах являются уже не современные климатические условия, а условия различных палеоклиматов. Однако анализ термограмм по скважинам, пробуренным на различных широтах (с разными радиационными балансами) показывает, что на температурное поле современная климатическая зональность все же оказывает заметное влияние до глубин по крайней мере в 2 км (рис. 4.12). На приведенном графике хорошо видно, что термограммы практически параллельны и смещаются вправо по мере увеличения радиационного баланса. Вообще говоря, эта связь должна заканчиваться там, где термограммы пересекаются. На нашем рисунке это происходит на глубинах приблизительно от 500 м до 2300 м. На больших глубинах главенствующую роль уже начинает играть тепловой поток снизу.

Итогом многовековых колебаний температуры воздуха в эпохи похолодания климата в конце кайнозоя явилось образование в верхней части литосферы многолетнемерзлых пород (ММП). Многолетнемерзлыми называются горные породы, содержащие в порах, пустотах и трещинах лед и имеющие отрицательную или нулевую температуру.
В областях развития ММП выделяют (сверху вниз) следующие зоны.
1. Деятельный слой — слой максимального зимнего промерзания и летнего оттаивания — сезонно-мерзлый слой (СМС) и сезонно-талый слой (CTC). Он находится в верхней части слоя сезонных температурных изменений. Его мощность в зависимости от вещественного состава пород, их водо- и теплопроницаемости, географического положения и климата района, экспозиции местности изменяется от нескольких сантиметров до 3—5 м.
2. Зона ММП, или криолитозона, в которой мерзлота сохраняется от нескольких лет до нескольких сотен тысяч лет, В этой зоне могут быть талики и трещины, в которых находятся подземные воды, в частности криопэги (отрицательно температурные воды — это обычно сильно минерализованные воды). Мощность криолитозоны колеблется от 3—4 до 1200—1500 м. На рис. 4.13 показана территория распространения криолитозоны в России. Она захватывает 11,1 млн. км2, или 49,7% нашей страны. В ее пределах выделяются области островного и сплошного распространения ММП.
3. Зона талых пород, в проницаемых разностях которых залегают и движутся подземные воды. Среди них могут быть и криопэги.
Слой геологических амплитуд температуры. Его положение связывают с климатическими ритмами в 150—160 млн. лет и теоретически относят к глубинам 250—350 км.
Говоря о температурной зональности, мы старались придерживаться теоретической схемы, позволяющей получить представление о некотором нормальном поле. Однако даже те немногочисленные факты натурных измерений, которые были приведены, показывают, что естественное поле существенно сложнее теоретического. И причина здесь заключается не только в анизотропии тепловых свойств пород, неравномерном распределении источников и разных условиях переноса тепла, но и в сложном механизме теплопереноса. Чрезвычайно важная роль в этом механизме принадлежит подземным водам. Она не ограничивается лишь конвективным теплопереносом, хотя сама по себе эта функция подземных вод имеет огромное значение. Подземные воды взаимодействуют с вмещающими породами и на физико-химическом уровне: растворение, выщелачивание, ионный обмен, сорбция, десорбция, минералообразование и т. д. На все эти процессы температурное поле не только оказывает решающее влияние, но и само меняется под их воздействием, поскольку в результате физико-химических процессов, с одной стороны, выделяется или поглощается тепло, а с другой — меняются многочисленные свойства пород, в том числе и тепловые.


title-icon Подобные новости