Тепловое поле земли это кратко
Обновлено: 05.07.2024
Тепловое поле существует за счет неравномерного нагревания вещества Земли - горных пород, вод и воздуха, в результате чего возникает пространственная неравномерность распределения температуры. Источниками термического поля являются внутренние и внешние процессы.
Тепловые взаимодействия во многом зависят от вещественного состава тел (воздух, вода, горные породы), их физических свойств (теплоемкость, теплопроводность, температура фазовых превращений), а также плотности вещества.
Современное тепловое поле оказывает несомненное влияние на процессы, происходящие в оболочке, особенно на развитие Живого вещества.
Тепловые взаимодействия описываются уравнениями, вытекающими из физических законов. Фундаментальное значение для понимания процесса переноса тепла в географической оболочке имеют законы (начала) термодинамики. Первое начало термодинамики реализует закон сохранения энергии применительно к термодинамической системе и определяет влияние на систему поступления внешней энергии следующим образом: поступившее в систему тепло равно сумме приращений внутренней энергии системы и совершенной системой работой. Второе начало термодинамики объясняет поток тепла от тела с более высокой температурой к телу с более низкой температурой.
Модели (а, б) географической тепловой машины
О температуре больших глубин можно судить исходя из тех или иных гипотез. Глубину в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1°, принято называть геотермической ступенью. А изменение температуры в градусах на единицу длины называют геотермическим градиентом. В среднем температура нарастает на 1° С при углублении на 33 м. Но в различных районах значения геотермической ступени различны.
Если бы температура повышалась до центра Земли даже с минимальным геотермическим градиентом, то в центре планеты она равнялась бы 46 000° С. Но на определенной глубине нарастание геотермического градиента почти прекращается. Расчетами установлено, что на глубине около 400 км температура недр составляет порядка 1600° С. А на глубине 2900 км, вероятно, превышает 2500° С. По мнению ряда ученых, температура в центре Земли достигает 5000° С.
Тот факт, что температура с глубиной повышается, говорит о том, что из недр к земной поверхности непрерывно идет поток тепла, излучаемый в мировое пространство. Одним из его основных источников является распад радиоактивных элементов.
В 1903 г. французские физики П. Кюри и А. Лаборд измерили количество тепла, выделяющегося при распаде радия. Оказалось, что 1 г радия за час выделяет 140 кал тепла. При полном превращении 1 г радия в свинец выделяется 3 млн. ккал. Это эквивалентно сжиганию 500 кг каменного угля.
Англичанин лорд Рэлей в 1906 г. показал, что небольшая примесь радиоактивных элементов урана н тория, содержащаяся в горных породах, достаточна, чтобы служить основным источником тепла, определяющим тепловой режим планеты.
В 1939 г. Е. Буллард выполнил первые измерения теплового потока на континенте — в Южной Африке, а в 1956 г. — в Атлантическом океане. Значения тепловых потоков со дна океана и на континентах оказались неожиданно приблизительно одинаковыми. Поскольку земная кора под этими областями различна по составу и мощности, предполагалось, что в океанах тепловой поток должен быть меньшим, чем под материками, где должно быть больше радиоактивных элементов. Но по-видимому, количество радиоактивных источников тепла на единицу площади на континентах и в океанах одинаково.
В последнее время высказывается мнение, что радиоактивный распад как источник теплоты, вероятно, не играет той большой роли, которую ему обычно отводят. Источником земного тепла является также энергия, освобождающаяся при химических реакциях, протекающих в недрах Земли, и тектонических движениях; энергия перехода вещества из одного фазового состояния в другое и т. п.
Установлено, что на глубине 50—100 км образуется зона минимальной теплопроводности. Она как бы запирает тепло в глубоких недрах Земли и препятствует его быстрому оттоку. В связи с этим высказывается мнение, что земная кора, по-видимому, уже находится в стадии медленного охлаждения, в то время как глубокие части земного шара могут еще разогреваться.
Геотермия является наукой, изучающей тепловое состояние земных недр. Она имеет ряд как теоретических, так и практических приложений. Температура повсеместно увеличивается с глубиной, достигая в ядре Земли по имеющимся оценкам около 6000 °С.
Рисунок – снижение геотермической активности при переходе от молодых к древним платформам.
Геотермическая активность недр снижается от молодых к древним платформам. Только в самой верхней части геологического разреза до глубины 40 – 100 м температура может, как увеличиваться (регистрация термограммы выполнена в зимнее время), так и уменьшаться г глубиной (измерения выполнены летом). Расссмотрим это на примере термограммы скважины Булавки 41, расположенной в районе Полоцка.
Геотермия относится к сравнительно молодым наукам, так, первые измерения температуры в скважине Pregny вблизи Женевы были выполнены в 1832 г., а первое определение плотности теплового потока на основе измерения распределения температуры в скважине и коэффициента теплопроводности в лаборатории – только в предвоенные годы прошлого столетия. Первое же измерение температуры на забое скважины, пробуренной на территории Беларуси (г. Минск), было выполнено в 1928 г., а первая термограмма опубликована только через четверть века – в 1954 г М.Ф. Беляковым.
В 60-х годах прошлого века зародилась теория тектоники плит, стимулировавшая изучение теплового потока на континентах и в океанах. В этот же период были начаты систематические геотермические исследования в мире, в том числе и в Беларуси. Дальнейшее стимулирование исследований по тепловому состоянию недр Земли произошло в 70-х годах в связи с энергетическим кризисом и значительным развитием работ по практическому использованию тепла земных недр, поддержанное ООН.
↑ Геотермическая изученность территории Беларуси
Тепловое поле геологических структур во многом определяется историей их геологического развития и тесно связано с эволюцией региона. В отличие от других геофизических полей (например, гравитационного и магнитного), детальность изучения геотермического поля ниже. Для регистрации термограммы обязательным условием является наличие скважины, доступной для термометрических измерений. Разбуренность же геологических структур Беларуси весьма неравномерна. Плотная сеть скважин имеется в пределах месторождений полезных ископаемых, и весьма редкая – в пределах территорий, на которых не выявлено залежей полезных ископаемых. Исключение составляют мелкие скважины для питьевого водоснабжения. Накопление кондиционных термограмм и сбор производственного термокаротажа скважин, начатые с 1964 года Л.А. Цыбулей и П.П. Атрощенко в Лаборатории геохимических проблем АН БССР, продолжаются до настоящего времени. По состоянию на 2008 год накоплено около 1000 термограмм разного качества и выполнено более 500 определений плотности теплового потока. Геотермическая изученность территории Беларуси показана на двух следующих рисунках.
Рисунок – Схема расположения основных изученных в геотермическом отношении скважин (показаны кружками) в пределах Беларуси.
↑ Надежность термограмм скважин
Рисунок – Глубина скважин, изученных в геотермическом отношении.
Обозначения: 1 и 2 – границы главных положительных и отрицательных структур.
Влияние выстойки скважины перед измерениями
Рисунок – Термограммы скважин Смоленск 1 и Смоленск 2
Стационарная термограмма представляет собой гладкую кривую. По мере увеличения глубины и приближения к забою расхождение постепенно уменьшается. Это объясняется тем, что время циркуляции раствора при бурении скважин у забоев было значительно меньшим по сравнению с верхними интервалами, и нарушение стационарного поля температуры в массиве горных пород в нижней части вскрытого бурением разреза было также меньшим.
Погрешности, связанные с самоизливом подземных вод показано на термограммах скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза), расположенных на небольшом расстоянии в районе Гродно. Скважина Копаники 2б находилась в покое около 3 лет после завершения бурения, в скважине Брюзги имел место самоизлив воды в ходе выполнения измерений.
Рисунок– Термограммы скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза).
В верхней части в интервале 0 – 280 м расхождение между двумя термограммами увеличивается с уменьшением глубины. Эта разница превышает 4°С на глубине 20 м. Если продлить термограмму скважины Копаники 2, поскольку в ней измерения были выполнены только до глубины 260 м, то в своей нижней части обе термограммы практически совпадают. Для скважины Брюзги 29/8 из термограммы видно что на глубине 280 м из водоносного пласта происходит самоизлив.
Влияние восходящей и нисходящей фильтрации подземных вод на вид термограмм. Нисходящая фильтрация подземных вод в районе скважины отражается в виде вогнутой кривой на термограмме, тогда как восходящая фильтрация приводит к выпуклой форме кривой, как показано на рисунке.
Рисунок – Вид термограмм при наличии инфильтрации (1), восходящей фильтрации (3) и при отсутствии фильтрации (2) для однородной толщи отложений. Вектор V изображает направление и скорость фильтрации флюида
Направление инфильтрации V показано стрелкой вниз, а восходящей фильтрации – стрелкой вверх. Термограмма в виде прямой линии соответствует однородной толще отложений в случае отсутствия вертикальной компоненты фильтрации ( V = 0). На этом рисунке рассмотрен идеальный случай, когда скважина вскрыла однородную толщу пород с неизменным коэффициентом теплопроводности, а ствол скважины находился в тепловом равновесии с массивом горных пород перед началом измерений.
Одним и тем же глубинам D 1 и D 2 соответствуют температуры Т1 и Т2 на вогнутой термограмме (наличие инфильтрации), а Т3 и Т4 – для выпуклой кривой (случай восходящей фильтрации). Очевидно, что и значения разности температуры и геотермический градиент для интервалов D 1 - D 2 будут разными. Более низкие значения геотермического градиента в верхней части геологического разреза будут соответствовать вогнутой термограмме, а более высокие – выпуклой кривой. В нижней же части разреза ситуация будет иной. Одним и тем же глубинам D 3 и D 4 соответствуют температуры Т5 и Т6 на вогнутой термограмме (наличие инфильтрации), а Т7 и Т8 – для выпуклой термограммы (случай восходящей фильтрации). Очевидно, что и значения температуры и геотермический градиент для интервала D 3 – D 4 будут снова разными. Однако теперь более низкие значения геотермического градиента в нижней части геологического разреза будут соответствовать выпуклой термограмме, а более высокие – вогнутой кривой.
Искажения, вызванные расположенной рядом с измеряемой скважиной другой действующей скважины.
Пример влияния действующей скважины виден на отдельных интервалах термограмм представлен на рисунке. Формы термограмм скважины Елизово 4 (северный склон Бобруйского погребенного выступа) имеет более сложный вид. Она расположена на действующем водозаборе. В интервале глубин 95 – 140 м отмечены колебания измеренных значений температуры на коротких интервалах. В интервале 105 – 120 м температура даже незначительно убывает с ростом глубины. Участок с извилистой кривой отражает эксплуатируемый водоносный горизонт. Аналогичная ситуация имеет место в скважине Жабинка 1, где эксплуатируется водоносный горизонт на глубине 175 – 210 м.
Рисунок – Термограммы скважин с выраженной циркуляцией подземных вод: 1 – Елизово 4, циркуляция в интервале 95 – 140 м, 2 – Жабинка 1, циркуляция в интервале 25 – 210 м и 3 – Жабинка 1 с ненарушенным тепловым режимом.
За длительную историю существование Земли ее термический режим претерпел существенные изменения. Установлено, что средняя температура атмосферы у поверхности Земли 3,8 млрд лет назад составляла 90—150 °С, а в настоящее время снизилась до +14 °С.
Тепловое поле Земли формируется под действием внешних и внутренних источников. К внешним источникам относится тепло, получаемое Землей от Солнца, которое составляет в среднем 3,4*10в-2 Дж/(с*см2)* в год. Ho в каждой конкретной области величина солнечного излучения зависит от многих составляющих: географического положения, рельефа, характера поверхности (вода, снег — лед, растительный покров), времени года, суток и т. д.
Расчетными данными установлено, что Земля излучает в космическое пространство гораздо больше тепла, чем получает от Солнца. Отсюда следует, что основное тепло Земля получает из собственных недр. Предположительно, существуют следующие внутренние источники глубинного тепла Земли: тепло, генерируемое процессами гравитационного сжатия; тепло, сохранившееся от времени расплавленного состояния Земли; тепло энергии радиоактивного распада долгоживущих изотопов и некоторые другие менее масштабные тепловые источники.
Дополнительным источником тепла может быть приливное трение, возникающее при замедленном вращении Земли из-за приливного взаимодействия с Луной и в меньшей степени с Солнцем. Собственный тепловой поток, генерируемый в ее недрах, составляет примерно 10в21 Дж/год.
Интенсивность его описывается равенством
где Q — тепловой поток; л — теплопроводность; Тgrаd — градиент температуры.
Тепловой поток измеряется в калориях на квадратный сантиметр за секунду — мккал/(см2*с) или в единицах теплового потока 1 е. т. п. = 10в-6 кал/(см2*с) = 41,84 м Вт/м2. Среднее измеренное значение теплового потока по всем континентам составляет 1,35 е. т. п. На стабильных кратонах повышенный тепловой поток наблюдается в Австралии — 1,52 е. т. п., наименьший — в Африке — 1,19 е. т. п. Среднее значение теплового потока по всем океанам составляет 1,87 е. т. п. Наибольший тепловой поток наблюдается в северной части Тихого океана — 2,28 е. т. п., а наименьший — в Южной Атлантике — 1,41 е. т. п. Средняя теплопроводность пород около 5*10в-3 кал/(см2*с).
С глубиной температура земных недр увеличивается. Нарастание температуры (°С) на единицу глубины (м) называют геотермическим градиентом, среднее значение которого равно 3,3° на каждые 100 м погружения. Глубина в метрах, на протяжении которой температура увеличивается на 1 °С, называется геотермической ступенью. Изменение этих параметров зависит от многих причин: геотермической обстановки, эндогенной активности региона, теплопроводности горных пород. Поданным Б. Гуттенберга, пределы колебаний геотермического градиента отличаются более чем в 25 раз: в штате Орегон он равен 150 °С на 1 км, в Южной Африке — 6 °С на 1 км.
Высокие значения градиента до 20 °С на 100 м отмечаются в зонах субдукции активных континентальных окраин в Курило-Камчатской вулканической зоне Тихоокеанской окраины. Высокие тепловые потоки отмечены и в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, где местами они составляют 6,0-8,0 мккал/(см2*с), максимальные значения отмечаются в осевых зонах СОХ, а при удалении на 50—100 км от них величина тепловых потоков опускается до средних значений и даже ниже.
Известно, что жители о. Исландия, расположенного в арктических широтах, а в структурном плане приуроченного к осевой части срединно-атлантического хребта, широко используют глубинное тепло Земли для обогрева домов, теплиц и оранжерей.
Наиболее низкие значения геотермического градиента характерны для древних кристаллических щитов континентальных платформ (0,6—1,0°С/100 м).
Ho и на платформах отмечаются области с аномально высокими тепловыми потоками — это континентальные рифты. Тепловой поток большинства внутриконтинентальных рифтовых зон существенно превышает средний вынос глубинного тепла на континентах, равный 60 мВт/м2. В Южно-Байкальской впадине Байкальской риф-товой зоны тепловой поток равен 87 ± 6 мВт/м2, в Центральной впадине — 71 ± 7 мВт/м2, в Рейнско-Ливийском рифтовом поясе (Верхне-Рейнская впадина) — 15 ± 31 мВт/м2, в Лиманских впадинах — 110 + 8 мВт/м2, в Восточно-Африканской рифтовой системе (Красноморская впадина) — 357 ± 170 мВт/м2. Расчетный средний геотермический градиент (3° на 100 м), вероятно, прослеживается только до определенных глубин. Одной из причин уменьшения геотермического градиента может быть более интенсивный конвективный теплообмен. Если опираться только на теоретические расчеты, считает Н.Л. Добрецов, то под Байкальским рифтом на глубине уже 40 км должно происходить выплавление базальта, но сейсмическими исследованиями это не установлено.
Расчетные теоретические значения геотермального градиента не подтвердились и при бурении Кольской сверхглубокой скважины: на глубине 7 км температура была 120°С, на 10 км — 180 °С, а на 12 км — 220 °С. Поэтому пока можно лишь предположить, что с глубиной величина геотермического градиента должна уменьшаться. Он высок до глубины около 1300 км, где температура достигает 4000 К. Затем резко уменьшается и к подошве мантии температура возрастает лишь на 250 К, составляя на границе с ядром 4250 К. В центре Земли температура не превышает 4750 К, т. е. геотермический градиент от нижней мантии к ядру сокращается на 1,2 К. Здесь важно проследить возможность появления в недрах Земли расплавленного вещества. Из расчетов Е.А. Любимовой вытекает, что возможность генерации расплава появляется лишь во внешнем ядре на глубине 2900—3900 км и в верхней мантии на глубине 150—450 км. Эти данные хорошо увязываются с сейсмическими исследованиями, согласно которым внешнее ядро не пропускает поперечных волн и, следовательно, обладает свойствами жидкого тела. А в верхней мантии расположена область разуплотненного вещества, которая носит название волновод, или астеносфера.
Читайте также: